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UNIVERSIDADE ESTADUAL DA PARAÍBA
PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO E PESQUISA
CENTRO DE CIÊNCIAS E TECNOLOGIA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CIÊNCIA E TECNOLOGIA
AMBIENTAL
DOUTORADO EM ENGENHARIA AMBIENTAL
COMPORTAMENTO DINÂMICO DA REGIÃO MLT
TROPICAL DURANTE O CICLO SOLAR 23
Campina Grande, Paraíba
2017
LUCIANA RODRIGUES DE ARAÚJO
COMPORTAMENTO DINÂMICO DA REGIÃO MLT
TROPICAL DURANTE O CICLO SOLAR 23
Tese apresentada ao Doutorado em
Engenharia Ambiental no Programa
de Pós-graduação em Ciência e
Tecnologia Ambiental da
Universidade Estadual da Paraíba,
em cumprimento às exigências
parciais para obtenção do título de
Doutora.
Orientador: Professor Dr. Lourivaldo Mota Lima
Campina Grande, Paraíba.
2017
Aos milhares de habitantes de nosso planeta que não tiveram a grata
satisfação de frequentar uma escola.
AGRADECIMENTOS
A Deus, por me conceder a vida, agradeço;
À minha mãe, Lindalva de Oliveira, por ter me ensinado o quanto o estudo é importante
para a vida de um ser humano e pelo amor incondicional. Ao meu pai, Aroldo Rodrigues
(in memorian), que ao longo de sua permanência aqui na terra sempre acreditou na minha
capacidade e ao amor que tanto me dedicou;
Aos tios Leimar e Roberto e às tias Guia, Dália, Aparecida e Marinalda pela presença
constante, apoio, dedicação, amor e carinho. Ao tio Edemilson, pelo incentivo e os livros
em alemão. A Edivan e Francisco (tios do coração) pelo carinho constante;
Às minhas irmãs, Lucieuda, pelo cuidado constante, cumplicidade e amor incondicional;
Lindalva, pelo carinho e apoio e Lígia, pela amizade e afeto. Ao meu cunhado
Wiltemberg, pela força e incentivo;
A Rusemberg, meu noivo, sempre amigo, incentivador, companheiro e presente em todos
os momentos;
Aos meus sobrinhos, cúmplices e amigos, Camila, Gustavo e Talita (sobrinha do coração)
criaturas especialmente iluminadas;
Ao casal de amigos Christian e Rafaela, e às amigas Josineide (Neide), Poliana Katiuscia,
Sandra Maria e Miraneide por todo apoio, suporte, carinho, amizade e incentivo;
Agradeço, sobretudo, ao Prof. Dr Lourivaldo Mota Lima, cuja orientação, amor à pesquisa
e partilha de saberes foram essenciais para a construção deste trabalho;
Aos Membros da Banca, Prof. Dr Paulo Prado Batista; Prof. Dr Enio Pereira de Souza;
Profa. Dra Ana Roberta da Silva Paulino e Prof. Dr Edvaldo de Oliveira Alves, pela
valiosa e cuidadosa contribuição para a finalização desta pesquisa;
Ao Prof. Dr Carlos Antônio Costa dos Santos pela rica contribuição durante a defesa do
exame de qualificação;
Ao Instituto de Pesquisas Espaciais (INPE) pela disponibilização dos dados de vento
obtidos a partir das medidas por radar meteórico em Cachoeira Paulista-SP;
Ao Prof. Dr Christoph Jacobi que acreditou no potencial desta pesquisa, contribuiu com a
construção da mesma e muito me apoiou durante o Doutorado Sanduíche;
Aos colegas do Grupo de trabalho da atmosfera média e superior/Universidade de Leipzig,
em especial a Friederike, Amelie, Nadja e Daniel por todo apoio e suporte;
À Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES) por ter me
proporcionado a realização do Doutorado Sanduíche no Instituto de Meteorologia na
Universidade de Leipzig-Alemanha através do PDSE.
RESUMO
Dados de ventos obtidos entre 1999 e 2016 a partir de medidas por radar meteórico em
Cachoeira Paulista (22,7°S, 45,0°O), Brasil, foram utilizados para investigar o
comportamento da dinâmica da região da alta mesosfera e baixa termosfera, a
variabilidade interanual dos ventos, das amplitudes da maré diurna e da onda de 2 dias e as
possíveis causas. Os resultados mostram que o vento zonal é caracterizado por uma
variação semianual abaixo de 90 km e anual acima, enquanto o vento meridional exibe um
ciclo anual em todas as alturas. Os ventos mensais não mostraram variação quase bienal
(QBO), contudo os ventos sazonais na direção zonal observados durante o verão e o
outono mostram variações tipo QBO nas alturas abaixo de 90 km. Os resultados sugerem
ainda que os ventos zonal e meridional são intensificados durante os anos de máxima
atividade solar, principalmente nas estações de verão e inverno. As amplitudes mensais da
maré diurna exibem variação interanual, em que as amplitudes são maiores durante a fase
para leste da QBO em 30 hPa. O espectro obtido a partir das amplitudes dessazonalizadas
mostra um pico próximo de 26 meses na componente meridional, o qual pode estar
associado à fase da QBO estratosférica. A modulação da amplitude da maré diurna pela
QBO mostra uma variação quase decenal, e é mais forte durante o máximo do ciclo solar.
As amplitudes da onda de 2 dias exibem variabilidade interanual para ambas as
componentes, contudo, apenas no inverno mostra ser afetada pela fase da QBO. Boa
concordância entre a variação da amplitude meridional da onda de 2 dias e o fluxo de
rádio solar foi observada para a maioria dos verões com correlação significativa,
sugerindo uma possível modulação da onda pelo ciclo solar de 11 anos.
Palavras-chave: Dinâmica da Atmosfera; Ciclo Solar; Radar Meteórico; Ondas
Atmosféricas.
ABSTRACT
Wind data obtained between 1999 and 2016 from measuments by meteor radar at
Cachoeira Paulista (22.7°S, 45.0°W), Brazil, were used to investigate the behavior of the
dynamics on upper mesosphere and lower thermosphere region, the interannual variability
in the winds, in the diurnal tide and 2-day wave amplitudes and the possible causes. The
results show that zonal wind is characterized by a semiannual variation below 90 km and
annual above, while the meridional wind exhibits an annual cycle at all altitudes. Monthly
winds did not show quasi-biennial variation (QBO), however the seasonal winds in the
zonal direction observed during the summer and fall show QBO variations type in
altitudes below 90 km. The results also suggest that the zonal and meridional winds are
intensified during the years of solar maximum, especially in the summer and winter
seasons. The monthly amplitudes of diurnal tide show an annual variation, in which the
amplitudes are greater during the eastward phase of QBO at 30 hPa. The spectrum
obtained from the deseasonalized amplitudes shows a 26 months peak in the meridional
component, which may to be associated with stratospheric QBO phase. The modulation of
the diurnal tide amplitude by QBO shows a quasi ten-year variation, and is stronger for the
solar cycle maximum. The amplitude of the 2-day wave exhibit interannual variability,
however, do not shows to be affected by the QBO phase during the summer season. The
amplitudes of the 2-day show interannual variability, but, only in winter it is affected by
the QBO phase. Good agreement between the variation of the amplitude of the 2-day wave
for meridional wind and the solar radio flux was observed for most of the summers with a
significant correlation, suggesting a possible wave modulation by the 11-year solar cycle.
Keywords: Atmospheric dynamics; Solar Cycle; Meteor Radar; Atmospheric Waves.
LISTA DE FIGURAS
FIGURA 2.1 Seção transversal das médias zonais da componente zonal dos ventos e
da temperatura para o mês de janeiro. Os valores foram tomados do
modelo MUAM. .................................................................................... 21
FIGURA 2.2 Desenho esquemático da circulação Brewer-Dobson (setas amarelas) e
da circulação mesosférica para os solstícios (setas azuis). .................... 22
FIGURA 2.3 Seção transversal das médias mensais do vento zonal da estratosfera
equatorial, para os níveis de pressão entre 100 hPa (altitude 16 km) e
10 hPa (altitude 32 km), obtidos entre janeiro de 1999 e fevereiro de
2016. ...................................................................................................... 24
FIGURA 2.4 Médias mensais do número internacional de manchas solares entre
janeiro de 1749 e agosto de 2016. Os dados foram obtidos do World
Data Center SILSO, Royal Observatory of Belgium, Brussels. ............ 29
FIGURA 3.1 Localização do radar meteórico em Cachoeira Paulista
(22,7o S; 45,0
o O)................................................................................... 32
FIGURA 3.2 Distribuição vertical de ocorrências de meteoros não ambíguos,
juntamente com o ajuste não linear Gaussiano, para as medidas obtidas
em C. Paulista no dia 1 de janeiro de 2008. .......................................... 34
FIGURA 3.3 Valores mensais dos índices de atividade solar Lyman-alfa (painel
superior) e F10.7 (painel inferior) para o período entre 1999 e 2015. .. 36
FIGURA 3.4 Ventos horários obtidos a partir dos dados do radar meteórico de C.
Paulista, entre os dias 21 e 25 de março de 2006, para a camada
centrada em 90km de altura. .................................................................. 37
FIGURA 3.5 Ventos da componente meridional obtido dos dados do radar
meteórico de C. Paulista, referente ao dia composto do mês de março
de 2006, para as altitudes de 81 a 99 km. As linhas em vermelho
representam os ventos reconstruídos a partir dos parâmetros obtidos
através de análise harmônica. ................................................................ 40
FIGURA 4.1 Seção transversal em altura e tempo dos ventos mensais e do ano
composto para as componentes do vento zonal (esquerda) e meridional
(direita) sobre C. Paulista obtidos entre 1999 e 2016 para o intervalo
de alturas entre 81 e 99 km. Contornos em preto denotam ventos para
Leste ou Norte, e os brancos representam os ventos com direção para
Oeste e Sul. ............................................................................................ 43
FIGURA 4.2 Periodogramas de Lomb-Scargle referentes aos ventos mensais para as
componentes zonal (esquerda) e meridional (direita), nas altitudes de
84, 90 e 96 km sobre C. Paulista entre março de 1999 a maio de 2016.44
FIGURA 4.3 Residuais dos ventos mensais para as componentes zonal (painel
superior) e meridional (painel inferior) para as altitudes de 84, 90 e 96
km. As linhas vermelhas representam as séries suavizadas. ................. 45
FIGURA 4.4 Periodogramas de Lomb-Scargle referentes aos residuais dos ventos
mensais para as componentes zonal (esquerda) e meridional (direita),
nas altitudes de 84, 90 e 96 km sobre C. Paulista entre março de 1999
a maio de 2016....................................................................................... 46
FIGURA 4.5 Variação sazonal do coeficiente de regressão c (linhas cheias e
tracejadas) entre os ventos zonal e meridional em C. Paulista e o índice
composto solar Lyman-alfa. A escala de cores representa os
respectivos ventos. ................................................................................. 48
FIGURA 4.6 Média dos ventos zonal para cada estação do ano nas altitudes de 84,
90 e 96 km sobre C. Paulista entre março de 1999 a maio de 2016. Em
azul estão representadas as médias dos ventos estratosféricos da região
equatorial em 20 hPa para as respectivas estações do ano. ................... 50
FIGURA 4.7 Média dos ventos meridional para cada estação do ano nas altitudes de
84, 90 e 96 km sobre C. Paulista entre março de 1999 a maio de 2016.
Em azul estão representadas as médias dos ventos estratosféricos da
região equatorial em 20 hPa para as respectivas estações do ano. ........ 51
FIGURA 4.8 Coeficientes da regressão entre a componente zonal do vento sazonal
da região MLT sobre C. Paulista e o tempo (ano), e u20hPa o vento
sazonal na direção zonal da estratosfera equatorial ao nível de pressão
de 20 hPa e a média sazonal do índice composto Lyman-alfa. ............. 53
FIGURA 4.9 Ventos sazonais observados (quadrados cheios) para componente
zonal em 84, 90 e 96 km, ventos após a remoção do efeito do ciclo
solar (círculos abertos) e ventos após a remoção dos efeitos do ciclo
solar e da variação do vento zonal em 20 hPa da estratosfera equatorial
(triângulos abertos). ............................................................................... 54
FIGURA 4.10 Ventos sazonais observados (quadrados cheios) e ventos após a
remoção da tendência (círculos abertos) para componente zonal em 84,
90 e 96 km como uma função do índice composto Lyman-alfa............ 55
FIGURA 4.11 Ventos sazonais observados (quadrados cheios) para componente
meridional em 84, 90 e 96 km, ventos após a remoção do efeito do
ciclo solar (círculos abertos) e ventos após a remoção dos efeitos do
ciclo solar e da variação do vento zonal em 20 hPa da estratosfera
equatorial (triângulos abertos). .............................................................. 57
FIGURA 4.12 Ventos sazonais observados (quadrados cheios) e ventos após a
remoção da tendência (círculos abertos) para componente meridional
em 84, 90 e 96 km como uma função do índice composto Lyman-alfa.58
FIGURA 4.13 Amplitudes mensais da maré diurna para as componentes zonal
(vermelho) e meridional (preto) para as camadas centradas nas
altitudes de 84, 87, 90, 93 e 96 km. ....................................................... 60
FIGURA 4.14 Amplitudes mensais da maré diurna para as componentes (a) zonal e
(b) meridional em 84 km. As médias mensais para o vento
estratosférico zonal no nível de pressão de 30 hPa é representado pela
linha azul. .............................................................................................. 61
FIGURA 4.15 Médias sazonais da amplitude da maré diurna para as componentes
zonal (esquerda) e meridional (direita) para o verão (superior) e
inverno (inferior) para altitudes de 84km (preto), 90km (vermelho) e
96km (azul). ........................................................................................... 62
FIGURA 4.16 Médias sazonais da amplitude da maré diurna para as componentes
zonal (esquerda) e meridional (direita) para o verão (superior) e
inverno (inferior) para altitudes de 84km (preto), 90km (vermelho) e
96km (azul). ........................................................................................... 63
FIGURA 4.17 Residual das amplitudes mensais da maré diurna para as componentes
zonal (superior) e meridional (inferior) para as altitudes de 84, 90 e 96
km. Linhas vermelhas representam as séries suavizadas, linhas
tracejadas em azul representam os ventos estratosféricos da região
equatorial em 30 hPa. ............................................................................ 64
FIGURA 4.18 Coeficientes de correlação entre os ventos QBO em 20 hPa (superior),
30 hPa (meio) e 40 hPa (inferior) e os residuais das amplitudes da
maré diurna para as componentes zonal (esquerda) e meridional
(direita). ................................................................................................. 66
FIGURA 4.19 Coeficientes de correlação entre os ventos QBO em 10-70 hPa e o
residual das amplitudes da maré diurna para as componentes zonal
(esquerda) e meridional (direita) na região MLT. ................................. 68
FIGURA 4.20 Diferença relativa entre as amplitudes da maré diurna observadas
durante as fases da QBO para leste e para oeste em Cachoeira Paulista.69
FIGURA 4.21 (Superior) Residuais absolutos da maré diurna obtidos das séries do
residual suavizado das amplitudes da maré diurna (linha preta) em 90
km, juntamente seus picos em círculos azuis; (Inferior) Picos dos
residuais absolutos das amplitudes como uma função do índice de
ciclo solar F10.7, e o ajuste linear (linha vermelha).............................. 73
FIGURA 4.22 Espectros em ondaletas dos ventos zonal (painel superior) e
meridional (painel inferior) na altitude de 90 km sobre C. Paulista,
para o verão (painel da esquerda) e inverno (painel da direita). ........... 74
FIGURA 4.23 Amplitudes da onda de 2 dias nas componentes zonal (quadrados
abertos) e meridional (círculos em preto) em 84, 87, 90, 93 e 96 km
observadas em C. Paulista, para o verão (painel superior) e inverno
(painel inferior). ..................................................................................... 77
FIGURA 4.24 Amplitudes da onda de 2 dias nas componentes zonal (quadrados
abertos) e meridional (círculos em preto) em 90 km observadas em C.
Paulista durante as estações de verão (painel superior) e inverno
(painel inferior), juntamente com os valores mensais do vento zonal
equatorial em 30 mb (linha tracejada azul). .......................................... 78
FIGURA 4.25 Coeficiente de correlação entre as amplitudes da componente
meridional da onda de dois dias para verão (painel da esquerda) e
inverno (painel da direita) e os ventos da QBO em 10-80 hPa. ............ 79
FIGURA 4.26 Amplitude da onda de dois dias para os ventos zonal e meridional em
90 km e o fluxo de rádio solar F10.7 mensal (diamante vermelho) para
as estações de verão e inverno. .............................................................. 81
FIGURA 4.27 Comprimentos de onda verticais da onda de dois dias (círculos em
preto) e as fases em 84 km (círculos vermelhos), 90 km (quadrado
aberto) e 96 km (triângulo azul) observadas em C. Paulista durante as
estações de verão e inverno. .................................................................. 83
SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS .................................................................................................... 8
1 – INTRODUÇÃO ...................................................................................................... 13
2 – CONHECIMENTOS BÁSICOS ............................................................................ 16
2.1 – A ATMOSFERA TERRESTRE.......................................................................... 16
2.1.1 – TROPOSFERA ................................................................................................. 16
2.1.2 – ESTRATOSFERA ............................................................................................ 17
2.1.3 – MESOSFERA ................................................................................................... 18
2.1.4 – TERMOSFERA ................................................................................................ 19
2.2 – DINÂMICA DA REGIÃO MLT ........................................................................ 20
2.2.1 – VENTOS MÉDIOS .......................................................................................... 20
2.2.2 – OSCILAÇÃO QUASE BIENAL ..................................................................... 23
2.2.3 – VARIABILIDADE DAS MARÉS ATMOSFÉRICAS ................................... 24
2.2.4 – VARIABILIDADE DAS ONDAS PLANETÁRIAS ...................................... 26
2.3 – CICLO SOLAR ................................................................................................... 27
2.3.1 – EFEITOS DO CICLO SOLAR NA REGIÃO MLT ........................................ 29
3 – OBSERVAÇÕES E METODOLOGIA ................................................................. 31
3.1 – MEDIDAS DOS PARÂMETROS A PARTIR DA TRILHA METEÓRICA .... 32
3.1.1 – CARACTERÍSTICAS DO RADAR METEÓRICO ........................................ 32
3.1.2 – ESTIMATIVA DOS VENTOS ........................................................................ 34
3.2 – ÍNDICES DE ATIVIDADE SOLAR .................................................................. 35
3.3 – MÉTODOS DE ANÁLISE ................................................................................. 36
4 – RESULTADOS E DISCUSSÃO ........................................................................... 42
4.1 – VENTOS DA REGIÃO MLT ............................................................................. 42
4.1.1 – VARIABILIDADE SAZONAL DOS VENTOS ............................................. 48
4.1.2 – VARIAÇÕES DE LONGO PRAZO NOS VENTOS ...................................... 52
4.2 – VARIAÇÕES DA MARÉ DIURNA NA REGIÃO MLT .................................. 59
4.2.1 – VARIAÇÕES SAZONAIS NA AMPLITUDE DA MARÉ DIURNA ............ 61
4.2.2 – VARIAÇÕES NA AMPLITUDE DA MARÉ DIURNA E A QBO ................ 63
4.2.3 – VARIAÇÕES DE LONGO PRAZO NA MODULAÇÃO DA MARÉ
DIURNA PELA QBO .................................................................................... 71
4.3 – VARIABILIDADE INTERANUAL DA ONDA DE QUASE DOIS DIAS ...... 74
CONCLUSÕES .......................................................................................................... 85
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ......................................................................... 87
13
CAPÍTULO 1
INTRODUÇÃO
Apesar da radiação solar se constituir em um dos principais elementos que impulsionam o
clima da Terra, o mecanismo pelo qual as variações de curto prazo influenciam a
atmosfera é controverso e de difícil comprovação, especialmente quando se trata de
observações à superfície onde a atmosfera apresenta grandes variações. Como
consequência, a busca pelo entendimento das mudanças climáticas devido às fontes
antropogênicas tem motivado as pesquisas que envolvem as relações entre o sistema
Terra-Sol e o clima (Claud et al., 2008).
As regiões da média e alta atmosfera compõem um sistema acoplado em que os
fenômenos que acontecem em uma determinada camada em torno de uma altitude podem
afetar outras camadas em latitudes e altitudes distintas. A região denominada de alta
mesosfera e baixa termosfera (Upper Mesosphere and Lower Thermosphere - MLT),
localizada entre aproximadamente 60 e 100 km de altitude, desempenha um papel
importante no acoplamento vertical uma vez que processos físicos de filtragem e
modulação de ondas atmosféricas, que se propagam ascendentemente a partir das camadas
mais baixas da atmosfera até a termosfera, são capazes de indicar que pequenas variações
induzidas pelo forçamento solar podem gerar respostas significativas nas camadas da alta
atmosfera. A dinâmica da região MLT estabelece o sistema de ventos da baixa termosfera.
A deposição de momentum associada com a quebra ou a dissipação de ondas de escala
planetária, marés atmosféricas, e ondas de gravidade, bem como mecanismos convectivos
desempenham um papel importante na manutenção da circulação atmosférica global da
média atmosfera. Estas ondas propagam-se verticalmente e horizontalmente, transportando
significativa quantidade de energia e momento, influenciando movimentos de larga escala,
constituindo-se em fatores fundamentais na caracterização energética e da dinâmica da
atmosfera terrestre. A propagação vertical faz com que estas ondas atravessem as camadas
atmosféricas motivando a realização de estudos para a avaliação dos efeitos dos processos
de acoplamento das regiões da atmosfera.
Medidas de ventos e de temperaturas da região MLT são obtidas através de uma variedade
de técnicas, as quais veem sendo realizadas por mais de 50 anos. Contudo, estudos sobre a
variabilidade e tendência nos ventos médios e das temperaturas da MLT são escassos,
14
principalmente na região tropical do hemisfério sul, devido à falta de dados com duração
suficiente para viabilizar investigações em escalas de tempo mais longas. Por outro lado,
estudos teóricos indicam que a circulação da região MLT pode ser influenciada por
variações de longo período no clima devido à ação humana e devido ao ciclo solar de
aproximadamente 11 anos (Balachandran e Rind, 1995; Arnold e Robinson, 1998).
Resultados de alguns estudos experimentais apontam que além da variabilidade interanual,
também existem variações na escala decenal, que por sua vez podem incluir a influência
do ciclo solar (Namboothiri et al., 1994; Merzlyakov e Portnyagin, 1999; Jacobi et al.,
2001; Keuer et al., 2007).
Portanto, as pesquisas e o monitoramento das camadas superiores da atmosfera podem
proporcionar uma melhor compreensão do sistema atmosférico como um todo, de modo a
contribuir para o entendimento dos processos de acoplamento entre as camadas
atmosféricas, uma vez que variações de longo prazo que ocorrem na porção inferior da
atmosfera têm potencial para induzir variações de longo prazo na porção superior da
mesma. Outro tópico que tem despertado interesse na comunidade científica diz respeito a
possíveis efeitos dos ciclos solares na estratosfera e mesosfera. Os estudos sobre a
variabilidade solar e seus efeitos no sistema Sol-Terra-Atmosfera são importantes uma vez
que fornecem subsídios para planejamento e as tomadas de decisões relacionadas ao futuro
do planeta.
Nesse sentido, as seguintes questões científicas foram exploradas neste trabalho: a
dinâmica dos ventos da região MLT é afetada pelo ciclo solar de 11 anos? A variabilidade
interanual da maré diurna e da onda de 2 dias apresentam assinaturas associadas ao ciclo
solar?
Para responder essas questões, a metodologia teve como base o fato de que as
características dinâmicas da região próxima à mesopausa terrestre podem ser observadas a
partir dos campos atmosféricos, como é o caso do vento, da temperatura e da densidade. O
objetivo geral se constituiu em estudar a evolução do comportamento dinâmico da região
MLT tropical durante o ciclo solar 23, para identificar possíveis efeitos da variabilidade
solar, usando dados de vento. Para tanto, foram utilizadas nesta pesquisa observações dos
ventos da região próxima à mesopausa, obtidos via radar meteórico em Cachoeira Paulista
(22,7oS; 45,0
oO). Para alcançar o objetivo principal foram investigados os processos de
15
acoplamento entre os ventos mensais; bem como da maré diurna e da onda de 2 dias, e a
oscilação quase bienal da estratosfera equatorial; também foram investigados os processos
de modulação dos ventos, da maré diurna e da onda de 2 dias pela atividade solar, além de
se discutir os possíveis mecanismos envolvidos nos processos de acoplamento e de
modulação.
O texto encontra-se organizado da seguinte maneira: O Capítulo 2 trata dos conhecimentos
básicos, contemplando aspectos sobre a atmosfera terrestre, dinâmica da região MLT além
do ciclo solar e os possíveis efeitos na dinâmica da referida região. As descrições do
equipamento e dos dados utilizados na pesquisa são apresentadas no Capítulo 3, em que é
feita ainda uma breve descrição sobre as técnicas e métodos utilizados no processamento
dos dados. Os resultados e discussão sobre a dinâmica dos ventos, da maré diurna e da
onda planetária de 2 dias durante o ciclo solar 23 são contemplados no Capítulo 4.
16
CAPÍTULO 2
CONHECIMENTOS BÁSICOS
2.1 – A ATMOSFERA TERRESTRE
Devido à ação da gravidade, a atmosfera se mantem ao redor da Terra, favorecendo a
existência de vida em nosso planeta ao desempenhar uma função protetora e constituir-se
num meio com o qual são estabelecidas várias interações. A atmosfera terrestre é
constituída de uma mistura de espécies gasosas, composta de ~ 78% de nitrogênio, o qual
é quase exclusivamente encontrado na forma de N2, ~ 20% de oxigênio, cuja principal
fonte atualmente é a fotossíntese, além de quantidades pequenas de argônio que representa
~1%; dióxido de carbono, ozônio e demais gases que somam o outro 1% e vapor d’água
(Seinfeld e Pandis, 2006).
Em termos da estrutura vertical da temperatura a atmosfera é dividida em quatro camadas
esféricas e as fronteiras entre elas, as quais são denominadas de troposfera cujo limite
superior é chamado de tropopausa; estratosfera, a qual é limitada pela estratopausa;
mesosfera que tem como fronteira a mesopausa e a termosfera. A temperatura diminui
com a altitude na troposfera, enquanto na estratosfera ocorre um aumento da temperatura à
medida que a altitude cresce, e novamente volta a diminuir com a altitude na mesosfera e,
então, aumenta na termosfera.
2.1.1 – Troposfera
A troposfera é a camada que se estente desde o solo até altitudes entre 9 e 17 km, onde a
temperatura atinge 60°C. Nessa camada ocorre a formação das nuvens e das chuvas e é
onde se concentra 99% da água (vapor d’água). Quase metade da radiação solar incidente
no topo da atmosfera é absorvida no solo ou nos oceanos. Boa parte da radiação que é
absorvida volta para a atmosfera sob a forma de calor sensível, calor latente pelo processo
de evaporação da água, e radiação infravermelha. A diminuição da temperatura com a
17
altitude na troposfera é chamada de taxa de queda (lapse rate) cuja média global é de
~6,5 K/km (Salby, 1996).
A atmosfera é considerada estável se uma parcela de ar que se desloca para cima ou para
baixo está sob a ação de uma força restauradora e retorna para sua posição de equilíbrio.
Se o deslocamento resulta em uma força de empuxo e uma aceleração para além de sua
posição de equilíbrio, a atmosfera é considerada instável. Porém, se o deslocamento inicial
não resulta em nenhuma força na parcela, a atmosfera é considerada neutra. A taxa de
queda adiabática de temperatura caracteriza a estabilidade neutra da atmosfera, uma vez
que, se um volume de ar seco é deslocado para cima ou para baixo sob esta condição, o
mesmo continuará no seu movimento sem aceleração.
A tropopausa é a região de transição entre a troposfera e a estratosfera, cuja espessura é de
3 a 5 km e sua principal característica é a isotermia, ou seja, na vertical há pouca variação
de temperatura.
2.1.2 – Estratosfera
A estratosfera se estende desde a tropopausa até aproximadamente 50 km de altitude. A
temperatura aumenta lentamente na base da camada e rapidamente no topo e, portanto,
diferentemente da troposfera, a estratosfera é uma camada estável onde a convecção é
inibida. A estratosfera também é uma camada sem vapor d’ água e quando as partículas
vulcânicas alcançam suas altitudes, o tempo de residência é longo (maior do que um ano),
devido à ausência de precipitação.
A estratosfera contém cerca de 90% do ozônio atmosférico. A proporção de mistura de
ozônio é tipicamente de 3 ppmv em 20 km de altitude, aumentando para um máximo de 8-
10 ppmv em 35 km, em seguida, diminuindo para 2 ppmv na estratopausa. Condições na
estratosfera são dominadas por processos radiativos. O aumento da temperatura com a
altitude resulta da absorção da radiação solar ultravioleta nos processos de formação e
destruição do ozônio.
18
A estratopausa é a região entre a alta estratosfera e a baixa mesosfera. Situa-se em torno
de 50 km de altitude com uma temperatura próxima de 270 K, em que o gradiente vertical
de temperatura é praticamente nulo.
2.1.3 – Mesosfera
A mesosfera se estende desde a estratopausa até cerca de 80 a 100 km de altitude onde o
oxigênio molecular e o nitrogênio ainda compreendem cerca de 99% do ar, tendo
praticamente as mesmas taxas de mistura que ao nível do mar. Movimentos convectivos e
processos radiativos são importantes na mesosfera. Nessa região regularmente ocorre
ablação de meteoróides devido à colisão entre eles e as moléculas gasosas. A absorção de
radiação solar ultravioleta é menor na mesosfera do que na estratosfera. Na mesosfera as
principais fontes de energia são devidas a absorção da radiação ultravioleta solar pelo
ozônio nas bandas de Hartley, entre 242 e 310 nm; desativação colisional (quenching) do
oxigênio atômico, O (1D), geradas por fotólise do O3 e O2; liberação de quantidade
significativa de energia potencial química armazenada devido a recombinação de O + O2 +
M O3; interações dinâmicas nas quais ondas de gravidade, marés atmosféricas e ondas
planetárias são dissipadas; e aquecimento devido a movimentos verticais, dentre os quais
aqueles relacionados às marés atmosféricas e ondas de gravidade. Já o resfriamento
mesosférico decorre dos processos radiativos que envolvem óxido nitroso (NO), O, O3 e
do CO2, sendo que este último desempenha um papel dominante. (Andrews et al., 1987).
Uma vez que os processos de irradiação para o espaço no infravermelho são eficientes, e a
absorção da radiação solar é pouca, a temperatura decresce na mesosfera. As
considerações acerca dos processos radiativos que explicam o comportamento vertical da
temperatura na troposfera e na estratosfera não são suficientes para explicar as baixas
temperaturas encontradas na mesosfera e na mesopausa. É necessário considerar a
atividade das ondas atmosféricas bem como as transferências de energia e momentum
devidas à quebra dessas ondas, a fim de explicar o comportamento vertical da temperatura
da mesosfera.
A mesopausa é a região de transição entre a mesosfera e termosfera e tem uma espessura
de cerca de 10 km de espessura, e a temperatura pode alcançar valores menores do que
19
170K ou até 220K, conforme a estação do ano e a latitude. As temperaturas da região da
mesopausa nas altas latitudes do hemisfério de inverno são maiores do que as do
hemisfério de verão. A presença de nuvens noctilucentes na alta mesosfera das regiões de
altas latitudes durante o verão sinaliza ascenção do ar, o que implica em uma circulação
térmica indireta, sendo o efeito mais forte evidenciado na noite polar, quando as
temperaturas podem ser de até 100 K mais elevadas do que o esperado na situação de
equilíbrio radiativo (Shepherd, 2000). A consideração apenas do equilíbrio radiativo não
explica as temperaturas muito baixas observadas na mesopausa em altas latitudes durante
o verão. Por outro lado, apesar da ausência de luz solar em altas latitudes do hemisfério de
inverno, as temperaturas na mesopausa de inverno não são tão baixas. O movimento de
larga escala ascendente e o arrefecimento adiabático, desempenham um papel importante
para manter as temperaturas baixas da mesopausa no hemisfério de verão. Acredita-se que
as ondas de gravidade são, em parte, responsáveis por esse fenômeno, uma vez que
influenciam o fluxo médio de oeste para leste na mesosfera (Garcia e Solomon, 1985).
Embora a superfície terrestre esteja em contato direto com a camada troposférica, a busca
de um entendimento dos mecanismos associados às mudanças globais, devido ao impacto
da atividade humana e suas consequências, proporcionou o interesse crescente pela
compreensão dos processos dinâmicos e químicos da média atmosfera, em particular a
região próxima à mesopausa, bem como pelos fatores envolvidos na variabilidade de seus
parâmetros, uma vez que esta região é bastante sensível às mudanças e desempenha um
importante papel no balanço de energia da atmosfera.
2.1.4 – Termosfera
A termosfera se estende desde a mesopausa e gradualmente se funde com a nuvem de
hidrogênio neutro que rodeia a Terra. A temperatura aumenta rapidamente com a altitude
no início da termosfera até cerca de 120 km, em seguida, aumenta lentamente,
aproximando-se de 1000 K em torno de 700 km de altitude. A temperatura nessa região é
devida à absorção de radiação solar ultravioleta e extremo UV, a qual provoca a
dissociação do oxigênio molecular e a formação de íons e, portanto, apresenta uma grande
variação entre o dia e a noite. A temperatura da termosfera também é afetada pelos
20
fenômenos que ocorrem no Sol, como é o caso das tempestades solares, rotação do Sol,
etc.
Na baixa termosfera, os efeitos a seguir são responsáveis pela deposição de energia na
região: absorção de radiação solar na faixa do ultravioleta extremo (fotodissociação e
fotoionização), precipitação de partículas magnetosféricas aurorais e dissipação de
correntes elétricas na ionosfera local, decorrentes de várias fontes. Dada à alta
variabilidade da componente do fluxo solar na faixa do ultravioleta extremo, podem
ocorrer situações em que a baixa termosfera possa ser dominada pela energia vinda do Sol,
da magnetosfera, ou das camadas atmosféricas inferiores. Em altas latitudes, os processos
magnetosféricos muitas vezes dominam, podendo ser observado o aquecimento da alta
atmosfera devido à precipitação de partículas energéticas, o qual é denominado de
aquecimento joule.
2.2 – DINÂMICA DA REGIÃO MLT
As variações interanuais e tendências observadas na região MLT são entendidas como
devido à resposta as variações nas forçantes externas como também devido às variações na
composição da atmosfera (Gray et al., 2010; Jacobi et al., 2015). As variações na
composição atmosférica decorrentes das fontes antropogênicas, juntamente com as
variações da energia que chega do espaço e as variações nas forçantes das ondas
atmosféricas se constituem nas principais fontes para as variações interanuais e de
tendências (Jacobi et al., 2015).
2.2.1 – Ventos Médios
Na Figura 2.1 são apresentadas as estruturas verticais da componente zonal do vento e da
temperatura (médias zonais) em função da latitude, para o mês de janeiro, obtidas do
modelo de circulação geral da média e alta atmosfera (Middle and Upper Atmosphere
Model (MUAM) of atmospheric general circulation (Pogoreltsev et al., 2007). Os
contornos tracejados de branco representam os ventos na direção oeste-leste e as linhas
pretas os ventos no sentido leste-oeste, enquanto os contornos coloridos representam as
temperaturas de acordo com a escala.
21
FIGURA 2.1 Seção transversal das médias zonais da componente zonal dos ventos e da
temperatura para o mês de janeiro. Os valores foram tomados do modelo
MUAM.
A circulação meridional da estratosfera, chamada de circulação Brewer-Dobson, consiste
da ascenção lenta do ar desde a tropopausa tropical para a estratosfera, seguida de
movimento gradual através da baixa estratosfera na direção dos polos, e descida para a
troposfera em médias e altas latitudes. Um esquema para a circulação Brewer-Dobson é
ilustrado na Figura 2.2 pelas setas amarelas.
22
FIGURA 2.2 Desenho esquemático da circulação Brewer-Dobson (setas amarelas) e da
circulação mesosférica para os solstícios (setas azuis).
FONTE: Modificada de Andrews (2010, p.163)
A circulação geral da porção central da média atmosfera terrestre é principalmente
controlada pelo aquecimento diferencial entre a estratosfera (devido à absorção da energia
solar pelo ciclo do ozônio na faixa do ultravioleta) e a mesosfera (devido à emissão para o
espaço de radiação no infravermelho pelo ozônio, dióxido de carbono e vapor d’água)
(Holton, 1975). Os gradientes de temperatura na direção Norte-Sul devidos ao
aquecimento diferencial entre os polos de verão e de inverno, estabelecem a circulação
meridional média, a qual consiste de uma ascenção do ar em latitudes altas do hemisfério
de verão, seguida de uma deriva meridional na parte superior da mesosfera na direção do
hemisfério de inverno onde o ar desce em altas latitudes. A circulação meridional média
para os solstícios é ilustrada na Figura 2.2 pelas setas azuis.
A ação da força do gradiente de pressão (entre os polos) e da força de Coriolis (efeito da
rotação da Terra) induz ventos na direção leste-oeste no hemisfério de verão e ventos na
direção oeste-leste no hemisfério de inverno (ventos geostróficos).
À medida que caminha para a situação inversa, as condições de equinócios apresentam
padrão de ventos relativamente mais fracos em ambos os hemisférios, e o resultado
23
observado é o de uma variação semianual com máximos de ventos oeste-leste após os
equinócios e de ventos leste-oeste após os solstícios (Holton, 1975).
A oscilação semianual na componente do vento zonal tem máximas amplitudes na região
equatorial, atingindo valores entre 30 m/s e 50 m/s na estratopausa, em que as máximas na
direção oeste-leste ocorrem em abril e outubro e as máximas na direção leste-oeste
ocorrem em janeiro e julho. Acima da estratopausa a amplitude da oscilação semianual
decresce atingindo mínimo em torno de 65 km de altitude, passando novamente a se
intensificar até atingir o segundo máximo na parte superior da mesosfera. Por conta dessa
característica, essas oscilações são classificadas em oscilação semianual da estratosfera
(Stratospheric Semiannual Oscillation – SSAO) e em oscilação semianual da mesosfera
(Mesospheric Semiannual Oscillation – MSAO). As amplitudes da MSAO na componente
zonal do vento são similares àquelas da SSAO, contudo existe uma diferença de fase de
aproximadamente 180 entre elas (Hirota, 1980; Hamilton, 1982).
Uma oscilação semianual em escala global na temperatura é obervada em associação com
a SAO na componente zonal do vento, a qual apresenta máximos no equador e em
latitudes altas, com mínimo em torno de 40 de latitude. As oscilações das regiões
equatorial e de latitudes altas ocorrem aproximadamente 3 meses fora de fase (Volland,
1988).
2.2.2 – Oscilação Quase Bienal
A componente do vento zonal na estratosfera tropical é caracterizada por um regime de
alternância regular entre ventos de oeste-leste e de leste-oeste com uma periodicidade
entre 24 e 32 meses (média de 28 meses), conhecida como Oscilação Quase Bienal
(Quasi-Biennial Oscilation - QBO), a qual também pode ser observada na mesosfera
(Burrage at al., 1996; de Witt et al., 2013). A QBO se propaga verticalmente para baixo
numa taxa de 1 km/mês, sendo simétrica em torno do equador. Os regimes sucessivos
aparecem primeiro em torno do nível de presssão de 10 hPa e descende até o nível de 100
hPa. A amplitude máxima é cerca de 40 a 50 m/s, sendo tipicamente observada entre os
níveis de pressão de 10 hPa a 30 hPa para ambas as fases (Baldwin et al.,2001). A
24
amplitude do vento na fase leste-oeste é aproximadamente o dobro da amplitude do vento
na fase oeste-leste. Na Figura 2.3 estão representadas as séries temporais de médias
mensais da componente zonal dos ventos da estratosfera equatorial, para os níveis de
pressão entre 100 hPa (altitude 16 km) e 10 hPa (altitude 32 km), os quais foram
obtidos entre janeiro de 1999 e fevereiro de 2016, através de radiossondagens na estação
de Singapura (1°N, 104°E) e se encontram disponíveis no endereço eletrônico
http://www.geo.fu-berlin.de/en/met/ag/strat/produkte/qbo/. Como pode ser visto na Figura
2.3, a alternância descendente dos ventos, desde leste-oeste para oeste-leste, caracterizam
a QBO.
FIGURA 2.3 Seção transversal das médias mensais do vento zonal da estratosfera equatorial,
para os níveis de pressão entre 100 hPa (altitude 16 km) e 10 hPa (altitude 32
km), obtidos entre janeiro de 1999 e fevereiro de 2016.
2.2.3 – Variabilidade das marés atmosféricas
A estrutura térmica da atmosfera terrestre é modulada pelo aquecimento solar, o que leva à
produção de variações periódicas regidas pelo movimento do Sol, as quais são
denominadas de marés migrantes com períodos que são harmônicos de um dia. Já as
marés atmosféricas que não acompanham o movimento do Sol são chamadas de marés não
migrantes. Na região da alta mesosfera e baixa termosfera as marés migrantes atingem
amplitudes consideráveis, em que a maré diurna com período de 24h e a semidiurna com
período de 12h dominam.
A maré diurna migrante desempenha um papel importante na região MLT tropical,
cujas amplitudes nos ventos maximizam a cerca de 20 graus de latitude. Marés
migrantes são originadas na baixa atmosfera e na estratosfera e podem ser afetadas por
25
variações locais de curto e de longo período durante a sua propagação para cima, isto
é, a maré diurna pode apresentar variações com períodos de ondas planetárias, bem
como sazonal, intrasazonal, interanual e variabilidade decadal.
Sabe-se que as amplitudes da maré diurna apresentam uma SAO forte de modo que as
amplitudes maiores são alcançadas durante equinócios e amplitudes menores são
registradas durante solstícios (Batista et al, 2004; Xu et al., 2009). Usando o modelo
Canadian Middle Atmosphere Model (CMAM) para explicar a SAO da maré diurna,
McLandress (2002) constatou que esta variação pode ser devida tanto ao aquecimento
sazonal troposférico, como dos ventos médios. Em geral, observa-se que a máxima do
outono (Março) supera a da primavera (Batista et al., 2004). No entanto, a amplitude da
maré diurna varia e, em alguns anos a amplitude máxima no outono e na primavera
alcançam os mesmos valores (Guharay et al., 2015), e a amplitude máxima da maré diurna
durante a primavera pode mesmo ser mais forte do que a do outono (Davis et al., 2013).
Assinaturas da QBO nas marés também têm sido relatadas. Vincent et al. (1998) usaram
ventos da região MLT e encontraram uma variação da QBO na maré diurna. Usando
observações de temperatura fornecidas pelo instrumento SABER – Sounding of the
Atmosphere using Broadband Emission Radiometry e ventos fornecidos pelo instrumento
TIDI – TIMED Doppler Interferometer que se encontram a bordo do satélite TIMED –
Thermosphere Ionosphere Mesosphere Energetics and Dynamics, Xu et al. (2009)
encontraram que a SAO e QBO são as maiores oscilações da maré diurna da região da
mesopausa equatorial para a temperatura, enquanto a QBO da maré diurna dos ventos são
maiores em 20°N e 20°S, em que suas amplitudes atingem valores de 8-10 m/s. Usando
observações fornecidas por radares na região tropical em diferentes longitudes, Gurubaran
et al. (2009) mostraram a existência de uma relação entre a QBO e a maré diurna, no
entanto, não foi observado em todas as longitudes. Resultados obtidos por Gan et al.
(2014) a partir do modelo Extended Canadian Middle Atmosphere Model (eCMAM)
mostraram uma modulação das amplitudes de maré diurna com um período de 25-26
meses.
Apesar da considerável atenção dispensada à variabilidade de longo prazo das marés,
ainda falta uma explicação definitiva a respeito da QBO na maré diurna. Para investigar os
efeitos da QBO na maré diurna migrante, Hagan et al. (1999) utilizaram o modelo GSWM
26
– Modelo Global-Scale Wave Model e encontraram que a maré diurna é afetada pela QBO
dos ventos na componente zonal da estratosfera equatorial; contudo, a contribuição da
QBO no ozônio estratosférico para a modulação da maré na região MLT foi insignificante.
No entanto, usando o modelo CMAM, McLandress (2002) salienta que a variabilidade
interanual da maré diurna na MLT está associada a variações de longo prazo na estrutura
horizontal da média zonal da componente do vento zonal em latitudes tropicais, tal como a
QBO. Por outro lado, acredita-se que a variação da QBO na maré diurna é forçada pela
deposição de momentum devida a ondas de gravidade (Mayr e Mengel, 2005). Uma
possível relação entre a atividade de ondas de gravidade e a intensificação da maré diurna
com a fase para oeste da QBO estratosférica foi encontrada (Wu et al., 2008), no entanto,
os resultados de medições SABER obtidos por Xu et al. (2009) não apresentaram uma
relação consistente com a QBO para explicar as variações das marés observadas. Portanto,
a explicação para a assinatura da QBO mesosférica na maré diurna continua em aberto,
sendo assim se faz necessário a realização de estudos teóricos e experimentais adicionais.
2.2.4 – Variabilidade das ondas planetárias
Resultados de estudos usando modelos (Pogoreltsev, 1999) enfatizam o papel das ondas
atmosféricas como fonte de variações na dinâmica da estratosfera e mesosfera. Durante a
última década, foram publicados vários estudos com base em observações, realizadas a
partir de instrumentos no solo e a bordo de satélites, focando no papel das ondas de escala
planetária na região MLT (Manson et al., 2005; Lima et al., 2006; Day et al., 2011).
Uma das características marcantes da dinâmica da região MLT, durante o solstício de
verão, é a presença regular da onda de 2 dias. Porém, essa onda também é observada no
hemisfério de inverno, bem como em outras épocas do ano em baixas latitudes
(Gurubaran et al., 2001; Lima et al., 2004). Em geral, a componente meridional dos ventos
apresenta maiores amplitudes do que a componente zonal, e a onda é mais intensa no
verão do hemisfério sul (Lima et al., 2007; Tunbridge et al., 2011). As oscilações com
períodos de 6-7 dias na região MLT do hemisfério sul são mais intensas nas semanas que
antecedem o outono e a primavera (Lima et al., 2005; Araújo et al., 2014). Estudos sobre
as oscilações de 16 dias revelaram um comportamento sazonal em que as maiores
27
amplitudes são observadas durante a estação de inverno e menores amplitudes no verão
(Luo et al., 2002; Lima et al., 2006).
Recentemente, os ventos obtidos a partir de medidas por radar meteórico em São João do
Cariri-PB e Cachoeira Paulista-SP foram usados para estudar a dinâmica da região MLT
nas latitudes de 7,4°S e 22,7°S (Araújo et al., 2014). Além de analisar o caráter transiente
das ondas planetárias com períodos de 2 a 20 dias, o estudo permitiu elaborar a
sazonalidade da atividade destas oscilações.
Durante eventos de aquecimento abrupto da estratosfera (Sudden Stratospheric
Warming - SSW) nas latitudes altas do hemisfério norte, verifica-se um aumento da
atividade de ondas planetárias transientes que se propagam verticalmente a partir da baixa
atmosfera em médias latitudes do hemisfério norte e sua interação com o vento zonal
médio. Observa-se também que essas ondas se propagam na direção do equador e
podem influenciar a dinâmica da região MLT equatorial e em baixas latitudes do
hemisfério sul, como foi sugerido por Lima et al. (2012). Laskar et al. (2014)
demonstraram que o acoplamento vertical na atmosfera depende da intensidade dos
eventos de SSW, da atividade solar e da interação entre marés e ondas planetárias.
2.3 – CICLO SOLAR
Alterações na quantidade de energia solar que atinge o sistema Terra-Atmosfera são
causadas principalmente por fatores geométricos relacionados com a inclinação do eixo da
Terra e o seu movimento orbital ao longo do ano em torno do Sol, por processos
relacionados ao sistema Terra-Atmosfera (como mudanças de albedo, influência devida à
poeira vulcânica, etc.), como também pelas variações devidas às atividades no Sol.
A intensidade de radiação solar, particularmente nas faixas de raios X e no extremo
ultravioleta, sofrem flutuações regulares e irregulares que abrangem um largo intervalo de
tempo, que vão desde minutos, como no caso das erupções solares (solar flares), ou as
relacionadas com período de 27 dias de rotação do Sol, bem como as variações decadais,
como o ciclo solar de 11 anos. As flutuações na atividade solar dão origem às variações na
densidade e temperatura da atmosfera neutra e ionizada, no ozônio estratosférico, bem
28
como nos ventos neutros, e campos elétricos na ionosfera (Gray et al., 2010; Jacobi et al.,
2015; Huang et al., 2016).
O ciclo solar, ou ciclo solar de atividade magnética, é a variação periódica na atividade do
Sol, incluindo alterações nos níveis de radiação solar e ejeção de material solar e aparência
(visível em alterações no número de manchas solares, flares, e outras manifestações
visíveis). Os ciclos do Sol tem duração média de ~11 anos, tendo como base registros ao
longo de centenas de anos (variações na aparência do Sol e variações observadas na Terra,
como auroras).
De acordo com Hathaway (2015) o ciclo solar foi descoberto por Heinrich Schwabe, que
após 18 anos de observações notou uma variação periódica no número médio de manchas
solares vistos de ano para ano no disco solar, enquanto Rudolf Wolf compilou e estudou
estas e outras observações, reconstruindo o ciclo desde 1749.
Diferentes indicadores de atividade solar são usados para monitorar a variabilidade da
energia solar, dentre os quais se destacam: o número de manchas solares, o diâmetro do
Sol, o fluxo de rádio solar em 10,7 centímetros (F10.7), dentre outros. O monitoramento
do ciclo de atividade solar de aproximadamente 11 anos é feito através do número
internacional de manchas solares (SILSO World Data Center, 1749-2016), cujas médias
mensais entre janeiro de 1999 e agosto de 2016 são representadas na Figura 2.4. Como
pode ser visto na Figura, os ciclos do Sol diferem um do outro, em que ciclos curtos de 9
anos e longos com 14 anos foram observados. Variações significativas na amplitude
também são observadas.
Conforme Moussas et al. (2005) foi Hale em 1908 quem primeiro descobriu e mediu o
campo magnético em manchas do Sol. Os magnetogramas mostraram que em geral o
campo magnético do Sol é dipolar e muda a polaridade a cada 11 anos. Portanto, o ciclo
magnético do Sol é de aproximadamente 22 anos, no entanto, como quase todas as
manifestações do ciclo solar são insensíveis à polaridade magnética, define-se o ciclo solar
com 11 anos.
29
FIGURA 2.4 Médias mensais do número internacional de manchas solares entre janeiro de
1749 e agosto de 2016. Os dados foram obtidos do World Data Center SILSO,
Royal Observatory of Belgium, Brussels.
2.3.1 – Efeitos do ciclo solar na região MLT
A irradiância solar total varia em torno de 0,1% entre a máxima e a mínima atividade solar
do ciclo de 11 anos (Baldwin e Dunkerton, 2005), porém na faixa do ultravioleta (UV) a
variação da energia solar atinge cerca de 6-8% ou mais (Lean et al., 1997). Por outro lado,
as variações de irradiância solar no UV podem induzir efeitos significativos sobre a
atmosfera via temperatura e ozônio da estratosfera em latitudes baixas (Haigh, 2003).
Os distúrbios produzidos pela variabilidade da atividade solar podem ser detectados nos
parâmetros da atmosfera neutra e ionizada. Labitzke e van Loon (1992) sugeriram a
existência de correlações entre a altura geopotencial em 30 hPa, bem como das
temperaturas da estratosfera em latitudes médias do hemisfério norte e o ciclo solar.
Variações nas reflexões absolutas da ionosfera e observações de vento no hemisfério norte
foram analisadas para investigar as variações induzidas pela atividade solar, bem como
tendências de longo prazo nas regiões da ionosfera (Jacobi e Kürschner, 2006) e da
mesosfera (Keuer et al, 2007). Jacobi et al. (2011) analisaram parâmetros da região MLT,
para o período de mínima atividade solar do ciclo 23, e os resultados revelaram
decréscimo na densidade da baixa termosfera, o qual foi acompanhado por um aumento
30
nas amplitudes das ondas de gravidade na alta mesosfera e um decréscimo nas amplitudes
dessas ondas na baixa termosfera.
A modulação das marés atmosféricas pelo ciclo solar também tem sido sugerida para as
componentes semidiurna e diurna (Bremer et al, 1997; Namboothiri et al., 1993; Jacobi et
al, 2001; Sridharan et al., 2010; Iimura et al., 2010), porém esses estudos não apresentam
resultados consistentes.
Jacobi et al. (2008) observaram variabilidade interanual e interdecenal das ondas
planetárias no hemisfério norte. O estudo também revelou que o efeito do ciclo solar na
atividade de ondas planetárias é fraco, porém, correlação positiva entre o fluxo solar e a
atividade das ondas foi encontrada. Análise da variação de longo prazo da onda de quase
dois dias foi conduzida por Gu et al. (2013), no entanto, a questão envolvendo a relação
entre as variações interanuais da onda de 2 dias com ciclo solar permanece em aberto.
Usando 10 anos de dados de ventos em latitudes médias do hemisfério norte, Lilienthal e
Jacobi (2015), observaram que a onda de 2 dias apresenta variabilidade interanual, porém
não encontraram relação entre a onda e o ciclo solar de 11 anos.
31
CAPÍTULO 3
OBSERVAÇÕES E METODOLOGIA
Para estudar o comportamento dinâmico da região MLT tropical durante o ciclo solar 23,
os dados de ventos estimados a partir das medidas realizadas por radar de frequência
muito alta (Very High Frequency -VHF) com visada de todo o céu (all sky), o qual é
chamado de radar meteórico e opera em Cachoeira Paulista (22,7°S; 45°O). O radar
meteórico VHF foi adquirido pelo Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais – INPE, e
opera sob a responsabilidade do grupo de pesquisas em Física da alta Atmosfera que é
parte da divisão de Aeronomia (DAE) do INPE.
Parte da pesquisa foi realizada no Institute for Meteorology da University of Leipzig, em
Leipzig, na Alemanha, sob a supervisão do Professor Dr. Christoph Jacobi, no âmbito do
Programa Institucional de Doutorado Sanduíche no Exterior (PDSE). A estada no Institute
for Meteorology da University of Leipzig, proporcionou a oportunidade de cooperação
com o propósito de analisar os mecanismos de acoplamento dinâmico na alta atmosfera
através de ondas de marés atmosféricas.
As medidas utilizadas na presente pesquisa foram obtidas nos períodos compreendidos
entre março/1999 – julho/2006, setembro/2007– outubro/2008 e junho/2012 – maio/2016,
os quais foram compartilhados e encontram-se à disposição do Grupo de Física da
Atmosfera do Departamento de Física da UEPB. Na Figura 3.1 é representado um mapa
indicando a localização do observatório onde o instrumento registra as medidas que foram
utilizadas nesta tese.
32
FIGURA 3.1 Localização do radar meteórico em Cachoeira Paulista (22,7o S; 45,0
o O).
3.1 – MEDIDAS DOS PARÂMETROS A PARTIR DA TRILHA METEÓRICA
Quando os meteoroides incidem na atmosfera sofrem o processo de ablação e formam
trilhas ionizadas na região da alta atmosfera. Essas trilhas são capazes de refletir e
espalhar ondas de rádio nas bandas de alta frequência (HF), de frequência muito alta
(VHF) e de frequência ultra alta, que nelas incidem. As medidas obtidas por radar a partir
das trilhas ionizadas, devidas aos meteoros, fornecem informações acerca da velocidade
do vento e temperatura além de outras características da região MLT.
3.1.1 – Características do radar meteórico
Quando as partículas minúsculas (meteoroides) ingressam na atmosfera terrestre, o ar
imediatamente à frente se comprime rapidamente fazendo com que a temperatura no
caminho se eleve o suficiente para formar uma trilha ionizada. A maioria dos meteoroides
sofre um processo de ablação devido ao calor gerado e à fricção, e não atingem a
superfície. As trilhas ionizadas na faixa de altitude entre 70 e 140 km, são capazes de
refletir e espalhar ondas de rádio que nelas incidem. O mecanismo de reflexão depende da
densidade de elétrons livres na trilha meteórica. Quando a densidade linear de elétrons em
uma trilha ionizada é suficientemente alta, o meteoro é dito sobredenso, e as ondas de
33
rádio não penetram a trilha e são refletidas pela superfície onde a frequência do plasma é
igual à frequência das ondas de rádio usada na observação. Quando a densidade linear de
elétrons livres é baixa, o meteoro é dito subdenso (McKinley, 1961; Tsutsumi, 1995).
O radar meteórico de Cachoeira Paulista é um sistema que possui visada de todo céu e que
opera na frequência de 35.24 MHz, transmitindo radiação com pulso de 13 μs,
proporcionando uma resolução de 2 km, numa taxa de repetição de 2144 pps (pulsos por
segundo). O pico de potência transmitida é 12 kW. O sistema é constituído de uma antena
transmissora do tipo Yagi de três elementos e cinco antenas receptoras dispostas no solo
formando uma cruz assimétrica. As distâncias entre os dois pares de antenas das
extremidades e a antena central medem 2.0 e 2,5 , respectivamente. Este arranjo
interferométrico possibilita a cobertura de todo o céu acima de 40 do horizonte (all-sky
system), permitindo também determinar a localização angular do objeto detectado a partir
das informações das fases em cada uma das antenas receptoras. A localização dos
meteoros no céu é estimada a partir do ângulo de chegada das ondas de rádio que são
refletidas pela trilha meteórica, que por sua vez é determinado a partir das diferenças de
fase do sinal recebido pelas diferentes antenas receptoras (Jones et al., 1998). A altura de
cada meteoro é determinada a partir da medida do alcance (distância entre o radar e o
meteoro) e do ângulo zenital (Hocking et al., 2001).
A distribuição vertical de ecos meteóricos subdensos observados pelo radar de C. Paulista
no dia 1 de janeiro de 2008 está representada na Figura 3.2, juntamente com o ajuste
usando o modelo não linear de Gauss:
(3.1)
Onde, é o número de meteoros; é o valor mínimo de meteoros; H é a altitude da
ocorrência dos meteoros; é a altitude da máxima ocorrência de meteoros; A é a área
e é o dobro do desvio padrão.
34
FIGURA 3.2 Distribuição vertical de ocorrências de meteoros não ambíguos, juntamente com
o ajuste não linear Gaussiano, para as medidas obtidas em C. Paulista no dia 1 de
janeiro de 2008.
3.1.2 – Estimativa dos ventos
Os ventos horários foram determinados de acordo com a metodologia descrita por Lima
(2004), considerando os ecos meteóricos detectados em intervalos sucessivos de 1 hora
para um conjunto de camadas atmosféricas que abrange a região entre 80 e 100 km de
altitude.
As posições dos meteoros são determinadas através do ângulo de chegada da onda de
rádio refletida, que é obtido a partir das diferenças de fase do sinal recebido pelas antenas
receptoras. As velocidades dos ventos são determinadas a partir de uma combinação das
velocidades radiais de cada meteoro detectado em todo o céu. Durante e após a formação
da trilha meteórica, a mesma está sendo transportada pelo vento eletricamente neutro. Tal
transporte é visto na fase pós-registro do sinal como uma mudança de fase sobreposta no
comportamento de fase classicamente previsto. Este efeito é conhecido como ―deriva do
vento radial‖ e é provocado pela mudança na localização da trilha devido ao vento,
medida ao longo da direção ortogonal da trilha meteórica (ver detalhes em Araújo, 2012).
35
3.2 – ÍNDICES DE ATIVIDADE SOLAR
Para compreender como a atividade solar afeta os parâmetros do sistema Terra-Atmosfera,
é necessário o uso de medidas históricas para buscar alguma relação entre as variações no
nível e composição da energia que é emitida pelo Sol e os parâmetros atmosféricos de
intereresse. Diferentes indicadores da atividade solar são usados pela comunidade
científica e o mais conhecido é aquele que leva em conta o número de manchas solares.
Entretanto, existem outros indicadores que são largamente utilizados como o fluxo de
rádio solar 10.7, atividade magnética, irradiância solar total e espectral, Bremen Mg II
(B_MgII), Lyman-alfa, entre outros. Estes indicadores diferem não só no sentido do que
eles caracterizam, mas também em termos da disponibilidade temporal. Uma vez que são
índices obtidos de observações.
No presente estudo foram usados dois índices de atividade solar: o fluxo de rádio solar
F10.7 e o Lyman-alfa. O índice F10.7; fluxo de rádio solar em 10,7 cm (2800 MHz) é um
índice que é frequentemente usado para representar a atividade solar de longo prazo. Cada
valor de F10.7 é uma medida da emissão total no comprimento de onda de 10,7 cm a partir
de todas as fontes presentes no disco solar, feito ao longo de um período de 1 h. Trata-se
na verdade de uma densidade de fluxo. Os comprimentos de onda na faixa de 10 cm são
melhores para monitorar o nível de atividade solar, devido às emissões do Sol nesses
comprimentos de onda serem muito sensíveis às condições na cromosfera superior e na
base da coroa (Tapping, 2013). O fluxo de rádio solar em 10.7 cm é dado em unidades de
fluxo solar (SFU) (1 SFU = 10-22
W / m2Hz) e é um indicador importante da atividade solar
devido à sua alta correlação com o fluxo solar na faixa do ultravioleta (Chatterjee e Das,
1995), que por sua vez afeta a estratosfera, mesosfera e ionosfera terrestre. As medidas do
índice de fluxo solar F10.7 foram obtidos através do endereço eletrônico
http://ftp.ngdc.noaa.gov/STP/SOLAR_DATA/.
As séries temporais do índice composto Lyman-alfa incluem medidas de vários
instrumentos e modelos para construir uma longa série histórica da emissão solar em
121,6 nm. O índice composto Lyman-alfa foi escolhido como o índice solar no estudo dos
ventos mensais médios da região MLT porque a irradiação solar na faixa do ultravioleta
constitui uma grande fonte de ionização da mesosfera, principalmente no comprimento de
onda de Lyman-alfa (121 nm), o que altera a temperatura, densidade e dinâmica da região
36
MLT. Os dados foram obtidos do endereço eletrônico http://lasp.colorado.edu/lisird/lya/.
Na Figura 3.3 são representadas as médias mensais dos índices F10.7 e Lyman-alfa para o
período entre 1999 e 2016.
FIGURA 3.3 Valores mensais dos índices de atividade solar Lyman-alfa (painel superior) e
F10.7 (painel inferior) para o período entre 1999 e 2015.
3.3 – MÉTODOS E ANÁLISES
A estimativa das componentes zonal e meridional do vento é realizada usando as medidas
das velocidades na direção radial, em que os valores são agrupados para os intervalos de
tempo e de alturas considerados. Para cada segmento de dados em determinado intervalo
de altitudes, aplica-se um ajuste dos mínimos quadrados para estimar as componentes do
vento e o procedimento é então sucessivamente repetido, formando assim séries temporais
de ventos horários referentes a cada camada, em intervalos de altitudes distintos. As séries
de ventos horários foram usadas nas análises das ondas de 2 dias.
Na Figura 3.4 estão representados exemplos para as componentes zonal e meridional dos
ventos horários, obtidos a partir dos dados do radar meteórico de C. Paulista durante o
período entre os dias 21 e 24 de março de 2006, para a camada centrada em 90 km de
altura. Nessa Figura é possível perceber que o vento em ambas as componentes é
dominado por uma variação diurna, a qual é devida principalmente a ação da maré solar
37
diurna. Entretanto observa-se a existência de outras variações, como por exemplo, a maré
semidiurna.
FIGURA 3.4 Ventos horários obtidos a partir dos dados do radar meteórico de C. Paulista,
entre os dias 21 e 25 de março de 2006, para a camada centrada em 90km de
altura.
A identificação das variações nas medidas dos ventos foi realizada através da análise dos
espectros em que foram empregadas a transformada em ondaletas (Kumar e Foufoula-
Georgiou, 1997; Torrence e Compo, 1998) e o periodograma de Lomb-Scargle (Lomb,
1976; Scargle, 1982).
Uma breve apresentação sobre análise em ondaletas pode ser encontrada em Araújo
(2012). O termo ondaleta se refere a uma onda com extensão limitada no tempo, que tem a
capacidade de descrever o plano tempo-frequência. Geralmente, as ondaletas são
propositadamente concebidas para ter propriedades específicas que as tornam úteis para o
processamento do sinal, sendo assim uma ferramenta adequada para a análise de
fenômenos não estacionários ou transitórios.
38
Matematicamente, a ondaleta é uma função de média zero, em que a energia é
concentrada no tempo:
( ) 0,t dt (3.2)
Para ser mais flexível na extração de informações no tempo e em frequência, uma família
de ondaletas pode ser construída a partir de uma função ψ(t), também conhecida como
ondaleta mãe, que é confinada em um intervalo finito. As ondas filhas, ψu,s (t) são então
formadas por translação com um fator u e dilatação com um parâmetro de escala s:
,
1( )
u s
t ut
ss (3.3)
A análise em ondaleta é realizada projetando o sinal a ser analisado na função da ondaleta.
Isso implica em uma multiplicação e uma integração:
, ,( ), ( ) ( ) ( )
u s u sx t t x t t dt (3.4)
Dependendo das características do sinal a ser analisado, é possível usar diferentes escalas
e translações da ondaleta mãe. A particularidade da análise em ondaleta é que ela permite
mudar livremente o tamanho da função de análise (janela), para torná-la adequada para a
resolução necessária, no domínio tempo ou da frequência. Para alta resolução na análise
do domínio do tempo, para capturar todas as mudanças súbitas que aparecem no sinal, e
isso é feito usando uma versão contraída da ondaleta mãe. Para alta resolução no domínio
da frequência usa-se uma versão dilatada da mesma função.
O periodograma de Lomb-Scargle é um ajuste linear de mínimos quadrados das funções
do modelo seno e cosseno às séries temporais observadas y(ti) que devem ser centradas em
torno de zero (Lomb, 1976; Scargle, 1982).
( ) cos( ) sen( )i i i i
y t a t b t n (3.5)
com i=1, 2, 3,....,N e sendo y(ti) o observável no tempo ti, a e b são constantes das
amplitudes, ω é a frequência angular, ni é ruído no tempo ti, e é a fase, necessária para a
39
ortogonalização das funções do modelo seno e cosseno da Equação (3.5) quando os dados
não são igualmente espaçados.
A densidade de energia espectral P( ) do periodograma de Lomb-Scargle é dada por:
2 2
1 1
22 2
1 1
( ) cos( ) ( ) sen( )1
( )2
cos ( ) sen ( )
N N
i i i ii i
N N
i ii i
y t t y t t
P
t t
(3.6)
em que σ2 é a variância da série y e o termo da fase é definido pela expressão:
1 1
1arctan sen(2 ), cos(2 )
2
N N
i ii i
t t (3.7)
Os ventos mensais médios, bem como os parâmetros mensais da maré diurna foram
obtidos a partir do dia composto dos ventos horários referentes a cada mês. Para tanto, as
medidas obtidas pelo radar foram agrupadas em intervalos de 1 hora como uma função do
dia, usando os dados de cada mês, em cada intervalo de altitude, para estimar os valores
do vento para as componentes zonal e meridional, gerando assim séries com 24 pontos
para cada mês, referentes a cada altitude. O uso do método do dia composto minimiza os
efeitos devidos a flutuações das ondas planetárias e de gravidade nos dados de vento. Os
dias compostos para cada mês foram analisados usando ajuste dos mínimos quadrados
considerando que o vento é composto pelo seu valor médio como também pelas
periodocidades de 6, 8, 12, e 24 h, usando o seguinte modelo:
4
1
2( ) cos
o i ii i
v t v A tT
, (3.8)
em que v(t) é a média horária mensal (zonal ou meridional), vo é o vento médio, Ai é a
amplitude da ith oscilação (em que ith é o harmônico), e i é o ângulo da fase do ith
termo, com períodos Ti de 6, 8, 12 e 24 h para i = 1, 2, 3, ou 4, respectivamente.
40
Na Figura 3.5 estão representados os ventos da componente meridional obtidos dos dados
do radar meteórico de C. Paulista, referente ao dia composto do mês de março de 2016,
para as altitudes de 81 a 99 km, juntamente com os ventos reconstruídos (linhas em
vermelho) a partir dos parâmetros obtidos através da aplicação do modelo descrito pela
Equação (3.8). Conforme pode ser visto na figura, o vento meridional apresenta uma
oscilação diurna em que a fase é descendente, ou seja, o máximo ocorre antes nas altitudes
mais elevadas, o que é compatível com propagação de energia ascendente.
FIGURA 3.5 Ventos da componente meridional obtido dos dados do radar meteórico de C.
Paulista, referente ao dia composto do mês de março de 2006, para as altitudes
de 81 a 99 km. As linhas em vermelho representam os ventos reconstruídos a
partir dos parâmetros obtidos através de análise harmônica.
Após serem adequadamente tratados, os dados de vento foram submetidos à análise
multivariada utilizando regressão linear múltipla, com o objetivo de identificar tendências e
possíveis influências do ciclo solar na evolução da dinâmica da porção superior da
atmosfera terrestre. Análises de correlação cruzada e correlação direta também foram
41
empregadas no estudo para verificar a relação entre as grandezas envolvidas. A regressão
linear múltipla é um método utilizado para modelar a relação linear entre uma variável
dependente e uma ou mais variáveis independentes. A regressão linear múltipla é baseada
no método dos mínimos quadrados, ou seja, o modelo é ajustado de tal forma que a soma
de quadrados das diferenças dos valores observados e preditos é minimizada. A regressão
linear múltipla é um dos métodos mais utilizados no desenvolvimento de modelos para
reconstruir variáveis climáticas a partir de séries temporais. O modelo expressa o valor de
uma variável dependente como uma função linear de uma ou mais variáveis preditoras e
um termo de erro:
1 ,1 2 ,2 ,i o i i k i k iy b bx b x b x e (3.9)
em que ,i k
x é o valor do preditor thk em i, bo é a constante da regressão, bk é o coeficiente
no preditor thk , k é o número de preditores, yi é a variável dependente e, ei é o termo do
erro.
Os resultados obtidos a partir das análises das observações foram comparados com aqueles
divulgados na literatura para outras localidades e discutidos sob os pontos de vista
observacional e teórico.
42
CAPÍTULO 4
RESULTADOS E DISCUSSÃO
Para estudar o comportamento dinâmico da região próxima a mesopausa nos períodos de
máxima e mínima atividade solar durante o ciclo 23, as medidas de vento obtidas em
Cachoeira Paulista foram analisadas visando identificar possíveis efeitos da oscilação
quase bienal bem como da variabilidade solar na dinâmica dos ventos, da maré diurna e da
onda planetária com período de quase 2 dias.
4.1 – VENTOS DA REGIÃO MLT
Na Figura 4.1 estão representados o comportamento temporal da estrutura vertical entre 81
e 99 km para cada ano dos ventos médios mensais e o respectivo ano composto para as
componentes zonal e meridional, os quais foram obtidos durante os períodos de março de
1999 a julho de 2006, de setembro de 2007 a outubro de 2008 e de junho de 2012 a maio
de 2016. Os contornos em preto denotam os ventos para a componente zonal (meridional)
cuja direção aponta para Leste (Norte), enquanto os contornos brancos representam os
ventos com direção para Oeste (Sul).
A estrutura vertical das médias dos ventos mensais (ano composto) para a componente
zonal apresenta um comportamento em que as altitudes entre 81 e 90 km são
caracterizadas pela presença de uma variação semianual, com ventos para oeste durante
janeiro-março e de meados de agosto a meados de outubro. Já de abril a meados de agosto
e de meados de outubro a dezembro os ventos são dirigidos para leste. Para a componente
zonal, os ventos mais fortes ocorreram durante maio-julho, atingindo cerca de 50 m/s para
alturas inferiores a 87 km. Nas altitudes de 90 a 99 km, uma variação anual predomina na
componente zonal do vento, com direção para leste de outubro até o final de março. O
comportamento sazonal do vento zonal também exibe uma variabilidade interanual em
que foram registrados os ventos mais fortes em 2002.
43
FIGURA 4.1 Seção transversal em altura e tempo dos ventos mensais e do ano composto para
as componentes do vento zonal (esquerda) e meridional (direita) sobre C.
Paulista obtidos entre 1999 e 2016 para o intervalo de alturas entre 81 e 99 km.
Contornos em preto denotam ventos para Leste ou Norte, e os brancos
representam os ventos com direção para Oeste e Sul.
44
Os ventos mensais na componente meridional são mais fracos do que os ventos na
componente zonal e apresentam um ciclo anual com ventos dirigidos para o Sul entre
fevereiro até o final de setembro para o intervalo de altura de 81-90 km e de abril a
meados de setembro para o intervalo de altura 90-99 km. Assim como no caso dos ventos
na componente zonal, na componente meridional os ventos mais fortes ocorreram para
alturas abaixo de 87 km, atingindo valores de até 20 m/s durante os meses de maio-
junho. Para a componente meridional os ventos também apresentam variabilidade
interanual.
Com a finalidade de identificar a presença de prováveis periodicidades nas médias
mensais dos ventos, as séries temporais para cada altitude em cada componente foram
submetidas à análise de espectro usando o periodograma de Lomb-Scargle e os resultados
para as altitudes de 84, 90 e 96 km são apresentados na Figura 4.2. A linha tracejada
representa o nível de confiança de 90%. Conforme pode ser visto na Figura 4.2, para o
período semianual, a energia espectral é alta em 84 km e baixa em 96 km para a
componente zonal, que também apresenta uma periodicidade anual que cresce com a
altitude. Já a componente meridional apresenta apenas energia espectral referente à
periodicidade anual que decresce com a altura. Esses resultados confirmam o que foi
apresentado anteriormente.
FIGURA 4.2 Periodogramas de Lomb-Scargle referentes aos ventos mensais para as
componentes zonal (esquerda) e meridional (direita), nas altitudes de 84, 90 e 96
km sobre C. Paulista entre março de 1999 a maio de 2016.
45
Outras periodicidades também podem estar presentes, porém, devido às oscilações
semianual e anual dominarem os ventos da região MLT sobre C. Paulista, oscilações com
amplitudes baixas não são detectadas e, portanto, as séries anuais dos ventos mensais
foram dessazonalizadas, para remover as oscilações dominantes. Para fazer isso, para cada
camada, médias aritméticas das amplitudes foram obtidas em cada mês do ano para
produzir uma média composta anual em cada altitude. Os valores residuais mensais dos
ventos para cada ano individual foram obtidos subtraindo os valores médios do referido
mês. Os resultados são apresentados na Figura 4.3, para as componentes zonal (painel
superior) e meridional (painel inferior) para as altitudes de 84, 90 e 96 km. As séries foram
suavizadas usando um filtro FFT de seis pontos e representadas pelas linhas vermelhas.
FIGURA 4.3 Residuais dos ventos mensais para as componentes zonal (painel superior) e
meridional (painel inferior) para as altitudes de 84, 90 e 96 km. As linhas
vermelhas representam as séries suavizadas.
46
A partir da análise das séries temporais dos ventos residuais e das respectivas suavizações,
verifica-se que aparentemente não é possível identificar variações regulares que possam
ser associadas a alguma oscilação periódica ou quase periódica, na componente zonal nem
na componente meridional.
Assim como para o caso dos ventos mensais, as séries dos ventos residuais também foram
submetidas à análise de espectro usando o periodograma de Lomb-Scargle e os resultados
para as altitudes de 84, 90 e 96 km são representados na Figura 4.4, em que é possível ver
a presença de picos de energia para 27 e 29 meses na componente zonal, nas altitudes de
90 e 96 km, respectivamente. Porém abaixo do nível de confiança de 90%. Para a
componente meridional verifica-se energia espectral referente ao período próximo de 18
meses, contudo, também abaixo do nível de confiança de 90%. Os resultados demonstram
que os ventos mensais, bem como os respectivos residuais parecem não ser afetados
significativamente por outras oscilações, como por exemplo, pela QBO.
FIGURA 4.4 Periodogramas de Lomb-Scargle referentes aos residuais dos ventos mensais
para as componentes zonal (esquerda) e meridional (direita), nas altitudes de 84,
90 e 96 km sobre C. Paulista entre março de 1999 a maio de 2016.
Para encontrar uma possível influência da atividade solar sobre os campos de vento zonal
e meridional, as séries dos ventos mensais, referentes a cada mês (por exemplo, as séries
47
para todos os janeiros, fevereiros,...,dezembros, separadamente), para cada altitude entre
1999 e 2008 foram submetidos à análise de regressão múltipla:
(4.1)
em que a, b e c são os coeficientes da regressão, V o vento mensal da região MLT, e o
índice composto Lyman-alfa foi usado para representar a atividade solar. O índice
composto Lyman-alfa foi escolhido como o índice solar porque a irradiação solar na faixa
do ultravioleta constitui uma grande fonte de ionização da mesosfera, principalmente no
comprimento de onda de Lyman-alfa (121 nm), o que altera a temperatura, densidade e
dinâmica da região MLT.
Os coeficientes encontrados são mostrados nos gráficos da Figura 4.5 em que os valores
positivos são representados pelas linhas contínuas e os negativos pelas linhas tracejadas.
Na mesma Figura os respectivos ventos também são representados pelos contornos nas
cores azul (positivos) e vermelho (negativos). Os coeficientes de regressão c para os
ventos mensais da componente zonal para fevereiro-abril foram negativos, indicando que a
atividade solar tende a reforçar os ventos para oeste (contornos vermelhos) abaixo de 90
km e enfraquecer os ventos para leste (contornos azuis) acima. Os valores dos coeficientes
c durante maio-setembro foram baixos e positivos abaixo de 90 km, e negativos para
altitudes acima de 90 km, indicando que a atividade solar contribui para reforçar os ventos
dirigidos para leste (contornos azuis) abaixo de 90 km e os ventos para oeste (contornos
vermelhos) acima.
Os ventos mensais na componente meridional são mais fracos do que os da componente
zonal e os coeficientes negativos c indicam que os ventos dirigidos para Sul (contornos
vermelhos) são reforçados com a atividade solar, principalmente em março para alturas
entre 87 e 96 km e entre junho e agosto para alturas abaixo de 93 km.
48
FIGURA 4.5 Variação sazonal do coeficiente de regressão c (linhas cheias e tracejadas) entre
os ventos zonal e meridional em C. Paulista e o índice composto solar Lyman-
alfa. A escala de cores representa os respectivos ventos.
4.1.1 – Variabilidade sazonal dos ventos
Para verificar a variabilidade do comportamento sazonal dos ventos mensais, as médias
dos ventos para cada estação foram obtidas. Os ventos representativos do verão austral
(dezembro-fevereiro, DJF), do inverno (junho-agosto, JJA), assim como do outono
(março-maio, MAM) e da primavera (set-nov, SON) para a componente zonal nas
altitudes de 84, 90 e 96 km são mostradas na Figura 4.6, enquanto as médias sazonais para
a componente meridional podem ser vistas na Figura 4.7. Com a finalidade de ver se
existe alguma relação entre as variações nos ventos sazonais da MLT com a QBO da
estratosfera equatorial, as médias dos ventos zonais da estratosfera equatorial para cada
estação (Naujokat, 1986; Marquardt e Naujokat, 1997) para o nível de pressão 20 hPa, os
49
quais foram obtidos da Universidade livre de Berlim (FUB, 2016), também estão
representadas em azul no gráfico referente a altitude de 90 km.
A partir da Figura 4.6 é possível notar que as médias dos ventos na direção zonal para a
estação de verão apresentam variabilidade ano a ano com amplitudes maiores em 84 km.
Também é possível notar que as variabilidades dos ventos da região MLT se encontram em
antifase com as médias do verão dos ventos da estratosfera para as altitudes de 84 e 90 km,
enquanto que para 96 km, observa-se a ocorrência de variabilidade em fase (entre 2000 e
2005) e em antifase (entre 2014 e 2016). Para os ventos de inverno, a variabilidade ano a
ano mostra algumas coincidências com a variabilidade do vento de inverno da estratosfera,
porém não regulares. Os ventos de outono também mostram variabilidade ano a ano
irregular e, uma regularidade bienal entre 2013 e 2016, em antifase e em fase com a
variabilidade dos ventos da estratosfera. Na altitude de 90 km a variabilidade dos ventos
de outono apresenta variação bienal entre 2001 e 2006 em antifase com os ventos da
estratosfera. Na primavera, a variabilidade bienal é observada em 84 km, porém em 90 e
96 km a variabilidade ano a ano é irregular, assim como os ventos em 20 hPa que também
mostram variabilidade irregular na primavera.
Para a componente meridional (Figura 4.7), verifica-se que, em geral, as variabilidades
ano a ano das médias dos ventos para cada estação são irregulares em quase todas as
altitudes. Durante o verão verifica-se variabilidade bienal em 84 km apenas entre 2013 e
2016 (em fase com os ventos do verão em 20 hPa) e em 96 km entre 2000 e 2005 (em
antifase com os ventos em 20 hPa). Durante a primavera também se observam casos de
variabilidade bienal em 84 km (em fase e em antifase com os ventos em 20 hPa).
50
FIGURA 4.6 Média dos ventos zonal para cada estação do ano nas altitudes de 84, 90 e 96 km
sobre C. Paulista entre março de 1999 a maio de 2016. Em azul estão
representadas as médias dos ventos estratosféricos da região equatorial em 20
hPa para as respectivas estações do ano.
51
FIGURA 4.7 Média dos ventos meridional para cada estação do ano nas altitudes de 84, 90 e
96 km sobre C. Paulista entre março de 1999 a maio de 2016. Em azul estão
representadas as médias dos ventos estratosféricos da região equatorial em 20
hPa para as respectivas estações do ano.
52
4.1.2 – Variações de longo prazo nos ventos
Estudos sobre variações de longo prazo como também sobre os efeitos do ciclo solar nos
ventos da região MLT foram realizados, principalmente usando medidas obtidas em
latitudes médias do hemisfério norte (Keuer et al., 2007; Jacobi et al., 2008).
Com a finalidade de verificar possíveis efeitos do ciclo solar nos ventos da região MLT
sobre C. Paulista, as médias sazonais foram submetidas à análise de regressão múltipla,
em que se buscou as correlações com os ventos sazonais em 20 hPa e com os valores
médios do índice de fluxo de rádio solar F10.7 para as respectivas estações do ano. O
seguinte ajuste foi usado:
(4.2)
em que a, b, c e d são os coeficientes da regressão, V o vento sazonal da região MLT,
u20hPa o vento sazonal na direção zonal da estratosfera equatorial no nível de pressão de 20
hPa e a média sazonal do índice composto solar Lyman-alfa foi usado.
Os coeficientes obtidos para cada altitude e estação do ano estão representados na Figura
4.8 referente à componente zonal do vento da região MLT. O coeficiente b (Figura 4.8a),
que indica a tendência ao longo do tempo do vento zonal da região MLT, mostra que o
vento exibe tendência positiva entre 81 e 93 km indicando que o vento para leste tende a
se intensificar com o tempo, e negativa acima, porém os valores são baixos, indicando
enfraquecimento do vento.
No outono os coeficientes foram negativos em todas as alturas, indicando que os ventos
para oeste nas alturas entre 81 e 87 km tendem a se intensificar com o tempo e que os
ventos para leste acima tendem a enfraquecer. No inverno os coeficientes são positivos
entre 81 e 90 km, indicando que os ventos para leste tendem a se intensificar, e negativos
acima indicando que os ventos para oeste também tendem a se intensificar com o tempo.
Na primavera os coeficientes assumiram valores baixos até 96 km, sendo positivos abaixo
de 90 km e negativos acima, indicando enfraquecimento dos ventos para oeste abaixo e
intensificação acima. As tendências encontradas nos ventos podem ser devidas a várias
causas, como por exemplo: variações de longo prazo relacionadas com a fonte de energia
53
(Sol), ou decorrentes de fatores climáticos, ou de origem antropogênica, e se constituem
em questões em aberto.
FIGURA 4.8 Coeficientes da regressão entre a componente zonal do vento sazonal da região
MLT sobre C. Paulista e o tempo (ano), e u20hPa o vento sazonal na direção zonal
da estratosfera equatorial ao nível de pressão de 20 hPa e a média sazonal do
índice composto Lyman-alfa.
Na Figura 4.8b, o coeficiente c (que indica a correlação entre o u20hPa equatorial e o vento
zonal da região MLT) mostra para a estação de verão uma anticorrelação que descresce
com a altura até 90 km, enquanto acima se verifica uma correlação positiva indicando que
as variações de ambos os ventos estão em fase. No outono os coeficientes indicam
anticorrelação nas altitudes até 96 km e fraca correlação positiva em 99 km. Na estação de
inverno em todas as altitudes os coeficientes indicam que as variações estão em fase. Os
coeficientes obtidos para a primavera indicam correlação negativa em 81 e 84 km e
positiva acima. Os resultados refletem de certa forma o que é mostrado na Figura 4.5, ou
seja, os ventos da região MLT sobre C. Paulista, quando consideradas as estações do ano,
apresentam em algumas ocasiões sinais de efeitos da QBO.
No caso do coeficiente d (indicador da correlação entre o vento MLT e a atividade solar
através do índice composto Lyman-alfa; Figura 4.8c) é possível ver que para o verão a
correlação é positiva para todas as altitudes, indicando que a atividade solar contribui para
intensificar a velocidade do vento para leste durante o verão, principalmente entre 84 e 99
km. Para o outono se verifica correlação negativa em todas as altitudes, indicando que a
atividade solar tende a desacelerar o vento cuja direção é para leste. Para a estação de
inverno os coeficientes foram positivos entre 81 e 90 km indicando aceleração do vento
54
para leste abaixo de 90 km e negativos acima indicando aceleração do vento para oeste
acima. Na primavera os coeficientes indicam fraca aceleração do vento para leste entre 81
e 96 km e desaceleração em 99 km.
Para ilustrar esses efeitos, os ventos médios de cada estação para a componente zonal são
mostrados na Figura 4.9, para as altitudes de 84, 90 e 96 km, em que os quadrados cheios
representam os ventos observados, os círculos abertos são os ventos após a remoção do
efeito do ciclo solar e os triângulos abertos os ventos após a remoção dos efeitos do ciclo solar e
da variação do vento zonal em 20 hPa da estratosfera equatorial.
FIGURA 4.9 Ventos sazonais observados (quadrados cheios) para componente zonal em 84,
90 e 96 km, ventos após a remoção do efeito do ciclo solar (círculos abertos) e
ventos após a remoção dos efeitos do ciclo solar e da variação do vento zonal em
20 hPa da estratosfera equatorial (triângulos abertos).
Conforme pode ser visto na Figura 4.9, os resultados confirmam o que foi descrito a partir
da análise dos gráficos da Figura 4.8. A velocidade do vento no verão dirigida para leste
tende a se intensificar durante os anos de máxima atividade solar, enquanto que no outono
o vento para leste tende a enfraquecer durante alta atividade solar. Os ventos de inverno
55
para leste abaixo de 90 km e para oeste acima tendem a se intensificar nos anos de
máxima atividade solar e os ventos da estação primavera com direção para leste tendem a
se intensificar com a atividade solar, porém o efeito é muito fraco. Com relação à QBO,
apenas os ventos da região MLT do verão e do outono, nas altitudes de 84 e 90 km, mostram
terem sido afetados.
Outra maneira de verificar uma possível influência da atividade solar nos ventos sazonais
é através da análise das séries de ventos após remoção da tendência. A Figura 4.10
apresenta as séries dos ventos sazonais observados (quadrados cheios) juntamente com
esses dados após a remoção da tendência (círculos abertos) para as altitudes de 84, 90 e 96
km, apenas para o verão e inverno. A linha representa o ajuste linear para os ventos
sazonais após a remoção da tendência.
De acordo com os resultados mostrados na Figura 4.10, verifica-se que os resultados
apenas confirmam o que já foi descrito anteriormente, ou seja, no verão a atividade solar
tende a contribuir para a intensificação do vento para leste, sendo a contribuição maior nas
alturas inferiores, e no inverno a atividade solar também contribui para reforçar o vento
para leste nas camadas abaixo de 90 km e para oeste nas camadas acima.
FIGURA 4.10 Ventos sazonais observados (quadrados cheios) e ventos após a remoção da
tendência (círculos abertos) para componente zonal em 84, 90 e 96 km como
uma função do índice composto Lyman-alfa.
Durante os meses em torno dos solstícios os ventos da componente zonal são
caracterizados pelas correntes de jatos dirigidos para oeste e para leste na baixa mesosfera
56
centradas em torno de 50-70 km de altura e 45° de latitude dos hemisférios de verão e
inverno, respectivamente, e acima por correntes com direções contrárias, ou seja, com
direções para leste e para oeste, centradas em torno da altitude de 110 km (ver Figura 2.1)
(Holton, 1975; Andrews et al, 2010).
Os ventos aqui analisados se referem à região de transição entre os jatos da estratopausa e
da baixa termosfera, bem como para latitude afastada por cerca de 22° do núcleo central
dos jatos em direção ao equador. Contudo, é possível sugerir que a intensificação do vento
MLT para leste no verão nos anos de alta atividade solar, seja uma consequência da
intensificação da corrente de jato para leste da região da baixa termosfera, enquanto no
inverno os ventos da região MLT para leste abaixo de 90 km e para oeste acima também
seriam intensificados durante alta atividade solar como consequência do mesmo
mecanismo, ou seja, a intensificação dos jatos para leste da estratopausa/mesosfera e para
oeste na baixa termosfera.
Na Figura 4.11 são mostrados os gráficos com os ventos observados para a componente
meridional da região MLT, bem como os respectivos dados após a remoção do efeito do
ciclo solar e após a remoção dos efeitos do ciclo solar e da variação do vento zonal em 20
hPa da estratosfera equatorial.
Analisando os resultados através dos gráficos da Figura 4.11 é possível perceber que os
ventos da componente meridional da região MLT mostram que durante o verão o vento
meridional para norte tende a ser mais intenso com o aumento da atividade solar,
principalmente nas altitudes mais elevadas. No inverno o vento meridional dirigido para
Sul abaixo de 90 km tende a se intensificar nos anos de alta atividade solar e acima o
vento não mostra ser afetado pela atividade solar. Nos meses em torno dos equinócios os
ventos não apresentam sinais de influência da atividade solar. Os ventos da componente
meridional da região MLT também não mostram serem afetados pela QBO.
57
FIGURA 4.11 Ventos sazonais observados (quadrados cheios) para componente meridional em
84, 90 e 96 km, ventos após a remoção do efeito do ciclo solar (círculos abertos)
e ventos após a remoção dos efeitos do ciclo solar e da variação do vento zonal
em 20 hPa da estratosfera equatorial (triângulos abertos).
Os resultados para o verão e inverno são confirmados a partir da análise das séries de
ventos após remoção da tendência, conforme mostrado na Figura 4.12 que apresenta as
séries dos ventos sazonais observados (quadrados cheios) juntamente com os respectivos
valores após a remoção da tendência (círculos abertos) para as altitudes de 84, 90 e 96 km.
No verão a atividade solar contribui para a intensificação do vento para Norte, sendo
maior nas alturas superiores, e no inverno a atividade solar também contribui para reforçar
o vento para Sul nas camadas abaixo de 90 km.
58
FIGURA 4.12 Ventos sazonais observados (quadrados cheios) e ventos após a remoção da
tendência (círculos abertos) para componente meridional em 84, 90 e 96 km
como uma função do índice composto Lyman-alfa.
Os primeiros estudos sobre a influência da atividade solar na dinâmica do campo de vento
da região MLT foram realizados por Sprenger e Schminder (1969), os quais encontraram
correlações positivas entre a atividade solar e as componentes do vento zonal e meridional
durante a estação de inverno. Parte da variabilidade observada na região MLT tem sido
atribuída a efeitos do ciclo solar de 11 anos. Estudos usando série de dados de ventos da
região MLT obtidos sobre a Europa central indicaram variações associadas a efeitos
solares (Jacobi e Kürschner, 2006; Keuer et al., 2007), em que os efeitos foram mais
evidentes nos meses de verão do que nos de inverno, visto que a região da média
atmosfera (entre 50 e 100 km) é mais perturbada durante o inverno, e essencialmente
consiste num jato mesosférico mais intenso durante o máximo solar.
Os resultados do presente estudo sugerem que os ventos da região MLT também são
intensificados durante os anos de máxima atividade solar, principalmente os ventos nos
meses de verão e de inverno em ambas as componentes zonal e meridional. A componente
zonal no outono do vento para leste tende a enfraquecer durante alta atividade solar.
59
4.2 – VARIAÇÕES DA MARÉ DIURNA NA REGIÃO MLT
Na Figura 4.13 estão representadas as médias mensais das amplitudes da maré diurna nas
componentes zonal (vermelho) e meridional (preto), para as camadas centradas nas
altitudes de 84, 87, 90, 93 e 96 km, as quais foram obtidas através de análise harmônica
usando o modelo dado pela Equação (3.8), referentes a todo o período de observação
(entre 1999 e 2016).
A partir desta Figura é possível observar que as amplitudes da maré diurna, para ambas as
componentes zonal e meridional, apresentam variação anual, como também uma clara
variação semianual, em que as maiores amplitudes são alcançadas durante o outono,
conforme já reportado por Batista et al. (2004). No entanto, nota-se a existência de uma
variabilidade interanual substancial das oscilações anual e semianual. Por exemplo, no
outono de 2002 as amplitudes da maré diurna meridional permaneceram elevadas por um
longo intervalo de tempo, enquanto que em 2003 as amplitudes durante o outono foram
mais fracas do que as amplitudes observadas na primavera. Já em 2004 e 2013, as
amplitudes da maré diurna no outono e na primavera atingiram praticamente os mesmos
valores máximos para o intervalo de altura 87-93 km.
Em geral, existe uma variabilidade interanual substancial das amplitudes da maré diurna,
como por exemplo, a máxima amplitude meridional no outono de 2002 nas altitudes mais
baixas atingiu aproximadamente o dobro da máxima observada no outono de 2003.
60
FIGURA 4.13 Amplitudes mensais da maré diurna para as componentes zonal (vermelho) e
meridional (preto) para as camadas centradas nas altitudes de 84, 87, 90, 93 e 96
km.
O comportamento temporal das amplitudes da maré na Figura 4.13 indica uma variação de
ano a ano, a qual pode estar conectada com a QBO na estratosfera. Para verificar se há
uma possível relação entre a variabilidade da amplitude da maré diurna e a QBO, as
amplitudes da maré diurna zonal e meridional para a altitude de 84 km representadas na
Figura 4.14 juntamente com ventos mensais (zonal) da estratosfera equatorial (Naujokat,
1986; Marquardt e Naujokat, 1997) para o nível de pressão 30 hPa, os quais foram obtidos
da Universidade livre de Berlim (FUB, 2016). A partir destes gráficos nota-se que
frequentemente as amplitudes mais elevadas para ambas as componentes são registradas a
cada dois anos e coincidem com a fase para oeste da QBO no nível de pressão de 30 hPa.
A variabilidade mês a mês da amplitude da maré pode ser de várias origens, como por
exemplo: interações com o vento médio e com ondas atmosféricas transientes, bem como
as decorrentes das variações nos mecanismos de sua geração, o que pode encobrir a
modulação de sua amplitude pela QBO. Uma forma de amenizar esses efeitos é analisar o
comportamento da amplitude da maré para cada estação do ano separadamente.
61
FIGURA 4.14 Amplitudes mensais da maré diurna para as componentes (a) zonal e (b)
meridional em 84 km. As médias mensais para o vento estratosférico zonal no
nível de pressão de 30 hPa é representado pela linha azul.
4.2.1 – Variações sazonais na amplitude da maré diurna
A fim de examinar quantitativamente a variabilidade sazonal da maré diurna, as
amplitudes médias para cada estação foram obtidas. A amplitude da maré diurna no verão
austral (dezembro-fevereiro, DJF) e inverno (junho-agosto, JJA) para ambas as
componentes nas altitudes de 84, 90 e 96 km são apresentadas na Figura 4.15, enquanto
médias sazonais para o outono (março-maio, MAM) e a primavera (set-nov, SON) são
mostrados na Figura 4.16.
Analisando a Figura 4.15 verifica-se que em geral as maiores amplitudes ocorrem para
anos pares, o que pode ser claramente visto no verão para ambas as componentes e no
(a)
(b)
62
inverno para a componente meridional. Essa característica é observada ser mais intensa
principalmente entre 2000 e 2006.
FIGURA 4.15 Médias sazonais da amplitude da maré diurna para as componentes zonal
(esquerda) e meridional (direita) para o verão (superior) e inverno (inferior) para
altitudes de 84km (preto), 90km (vermelho) e 96km (azul).
Durante os meses de equinócios (Figura 4.16) as amplitudes da maré diurna também são
maiores para os anos pares, em que é mais claramente expressa durante o outono para
ambas as componentes. Estes resultados revelam uma possível influência da fase da QBO
na amplitude da maré diurna, bem como uma variabilidade ano a ano para cada estação.
No entanto, uma oscilação bienal na amplitude da maré não significa necessariamente uma
relação com a fase da QBO, de modo que as comparações diretas entre amplitudes e os
ventos estratosféricos da região equatorial são necessárias.
63
FIGURA 4.16 Médias sazonais da amplitude da maré diurna para as componentes zonal
(esquerda) e meridional (direita) para o verão (superior) e inverno (inferior) para
altitudes de 84km (preto), 90km (vermelho) e 96km (azul).
4.2.2 – Variações na amplitude da maré diurna e a QBO
A fim de examinar um possível efeito da fase da QBO na amplitude da maré diurna, os
residuais das amplitudes mensais foram obtidos. Para tanto, todas as séries anuais das
amplitudes mensais foram dessazonalizadas, o que particularmente remove a oscilação
semianual dominante. Para fazer isso, para cada camada, médias aritméticas das
amplitudes foram obtidas em cada mês do ano para produzir uma média composta anual
em cada altitude. Os residuais mensais da amplitude da maré diurna foram obtidos
subtraindo os valores correspondentes do ano composto das amplitudes mensais. Os
resultados são mostrados na Figura 4.17, para as componentes zonal (superior) e
meridional (inferior) para as altitudes de 84, 90 e 96 km. As séries foram suavizadas
usando um filtro FFT de seis pontos e estão representadas pela linha vermelha, enquanto
os ventos mensais estratosféricos na direção zonal da região equatorial em 30 hPa são
representados por linhas tracejadas azuis nos gráficos referentes à altura de 90 km.
64
FIGURA 4.17 Residual das amplitudes mensais da maré diurna para as componentes zonal
(superior) e meridional (inferior) para as altitudes de 84, 90 e 96 km. Linhas
vermelhas representam as séries suavizadas, linhas tracejadas em azul
representam os ventos estratosféricos da região equatorial em 30 hPa.
Analisando a Figura 4.17 verifica-se que os residuais das amplitudes da maré diurna
parecem ser afetados pela fase da QBO, sendo esta característica mais evidente na
componente meridional. Nota-se que a variabilidade do residual suavizado das amplitudes
se encontra frequentemente em fase com a da QBO, porém, às vezes existe um atraso de
fase, ou seja, as maiores amplitudes de maré nem sempre coincidem com a fase para leste
da QBO.
65
As amplitudes e as fases da QBO dos residuais das amplitudes das marés para a
componente meridional foram estimadas através de análise harmônica, considerando um
período de 28 meses, usando uma janela móvel de 48 meses, com um passo de 1 mês, para
duas séries separadas (1999-2008 e 2012-2016). Para a primeira série, os resultados
revelam que as amplitudes da QBO na maré diurna meridional decrescem entre 2000 e
2008 e quando são mais elevadas (entre 2000 e 2004), os valores médios aumentam desde
8,6 m/s em 84 km para 11,2 m/s em 90 km e decrescem para 8,3 m/s acima em 96 km.
Contudo, quando as amplitudes da QBO da maré diurna são fracas (2005-2008) este
padrão não se repete e as amplitudes da QBO na maré atingem valores médios em torno de
3,1 m/s. Para a segunda série, mais uma vez as amplitudes da QBO na maré diurna
meridional aumentam de 4,0 m/s em 84 km para 5,1 m/s em 90 km e diminuem acima
para 4,5 m/s. Xu et al. (2009) encontraram uma QBO na maré meridional com amplitude
de 9 m/s na latidude de 20°S a partir de observações de ventos do instrumento
TIDI/TIMED. As fases da QBO na maré meridional na região da MLT são quase
constantes, com picos em torno de Fevereiro/Março de 2002, 2004, 2006 e 2008 em
conformidade com Guharay et al., (2015), as quais se assemelham às que foram
encontradas por Wu et al. (2008) e Xu et al. (2009).
Uma vez que a QBO estratosférica equatorial se propaga para baixo com uma velocidade
aproximada de 1 km/mês (Naujokat et al., 1986), a correlação entre QBO na estratosfera e
a maré diurna na MLT depende da altitude escolhida do vento da estratosfera equatorial.
Na Figura 4.17 o vento zonal em 30 hPa foi usado, uma vez que nesse nível de pressão a
QBO se expressa mais fortemente. No entanto, é necessário verificar se o uso dos ventos
da QBO em 30 hPa é uma escolha adequada. Nesse sentido, os dados foram submetidos à
análise de correlação e os resultados são apresentados na Figura 4.18, em que os
coeficientes da correlação entre os ventos QBO em 20 hPa (Painel superior), 30 hPa
(Painel central) e 40 hPa (Painel inferior), e os residuais das amplitudes da maré diurna
nas componentes zonal (Painel da esquerda) e meridional (Painel da direita), para
diferentes defasagens. A partir da Figura 4.18 observa-se que em geral a correlação é
positiva e, portanto, considera-se a altura de máximo coeficiente de correlação como
representativa para a relação entre a QBO e a maré diurna.
66
FIGURA 4.18 Coeficientes de correlação entre os ventos QBO em 20 hPa (superior), 30 hPa
(meio) e 40 hPa (inferior) e os residuais das amplitudes da maré diurna para as
componentes zonal (esquerda) e meridional (esquerda).
A partir da Figura 4.18 percebe-se que o residual das amplitudes da componente
meridional se relaciona melhor com a QBO do que a zonal, o que confirma os resultados
na Figura 4.17. As mais fortes correlações positivas são encontradas entre a QBO em 20
hPa e o residual das amplitudes da maré diurna em altitudes inferiores a 96 km da
componente zonal, e para todas as altitudes da região MLT na componente meridional, em
que os ventos da QBO estratosférica estão adiantados em um mês em relação aos residuais
67
das amplitudes da maré diurna. Em 30 hPa, o residual das amplitudes da maré diurna
lideram as variações na QBO equatorial, conduzindo assim a conclusão de que a relação
entre a QBO e o residual das amplitudes da maré diurna na defasagem zero é mais forte
quando são utilizados ventos QBO tanto em 20 como em 30 hPa.
Também é interessante ver as correlações entre os ventos QBO estrastosféricos da região
equatorial no intervalo 10-70 hPa e o residual das amplitudes da maré diurna para
defasagem zero, conforme indicado na Figura 4.19, em que as correlações positivas mais
fortes ocorrem entre os ventos QBO em 20 hPa e o residual das amplitudes da maré diurna
na região MLT nas componentes zonal (coeficiente de correlação r = 0,41) e meridional (r
= 0,51). Uma fraca anti-correlação também pode ser observada nos casos entre a QBO de
35-40 a 70 hPa e o residual da maré na componente zonal (abaixo de 96 km) e, entre a
QBO de 45 a 70 hPa e o residual da maré na componente meridional. Em geral, os
resultados aqui apresentados estão em acordo com os encontrados por Davis et al. (2013)
nos ventos da região MLT em Acension Island (7,9°S; 14,4°O). No entanto, algumas
diferenças podem ser detectadas, como por exemplo: enquanto as maiores correlações em
C. Paulista ocorreram entre o residual da maré diurna e a QBO em 20 hPa, em Ascension
Island as correlações foram maiores para a QBO em 10 hPa com as componentes da maré
diurna zonal (r = 0,21) e meridional (r = 0,58) da região MLT. Além disso, uma forte anti-
correlação entre a maré diurna e os ventos QBO em 50 hPa também foi registrada,
enquanto que em C. Paulista é possível ver apenas uma anti-correlação fraca entre a maré
diurna na MLT e a QBO nos níveis de pressão abaixo de 40 hPa. Estas diferenças podem
ser devido à diferença de latitude entre os locais, já que C. Paulista encontra-se
aproximadamente 14.8º mais distante do equador do que Ascension Island. Uma vez que a
QBO estratosférica é mais intensa no equador e sua amplitude decai à medida que a
latitude aumenta para ambos os hemisférios.
68
FIGURA 4.19 Coeficientes de correlação entre os ventos QBO em 10-70 hPa e o residual das
amplitudes da maré diurna para as componentes zonal (esquerda) e meridional
(direita) na região MLT.
Para estudar um possível efeito da fase da QBO nas amplitudes da maré diurna da MLT
em detalhes considerando ainda as mudanças sazonais na relação QBO/maré diurna, as
amplitudes da maré diurna para cada mês e altitude foram separadas de acordo com a fase
da QBO em 30 hPa, para então se obter os respectivos anos compostos quando as fases da
QBO é para leste (Aleste) e para oeste (Aoeste). As diferenças relativas A entre as
amplitudes da maré diurna observadas durante as fases da QBO para leste e para oeste,
como em Jacobi (2012),
oesteleste
oesteleste
AA
AAA 2 , (4.3)
são apresententados na Figura 4.20. É evidente que, para ambas as componentes
horizontais predominam valores positivos, isto é, as amplitudes da maré diurna são
maiores durante a fase QBO para leste. No entanto, alguns valores negativos também são
registrados, principalmente durante novembro-dezembro na componente meridional para
todas as faixas de altura, justamente quando a amplitude da maré diurna atinge suas
amplitudes mais baixas e sua fase muda abruptamente, o que é observado após a inversão
do vento médio sobre C. Paulista (Batista et al., 2004). Durante o Inverno, as diferenças
são pequenas e até mesmo negativas durante agosto, entre as altitudes de 93 e 96 km. Na
69
componente zonal valores negativos aparecem no intervalo de altura de 84-93 km durante
janeiro-fevereiro, acima de 90 km em maio, abaixo 84 km em junho e de outubro a
dezembro na faixa de altura de 81-87 km, bem como acima de 90 km. Nota-se que de
junho a novembro a atividade transiente das ondas planetárias, como as ondas de 2, 6-7 e
16 dias (Lima et al., 2005, 2006; Araújo et al., 2014) estão sempre presentes na MLT
sobre C. Paulista. Isto pode explicar em parte o comportamento excepcional da maré
diurna durante o inverno, uma vez que a variabilidade das marés também pode ser devida
à interação não linear entre ondas planetárias e marés (Pancheva et al., 2009, Alves et al.,
2013).
FIGURA 4.20 Diferença relativa entre as amplitudes da maré diurna observadas durante as
fases da QBO para leste e para oeste em Cachoeira Paulista.
As diferenças máximas positivas para a componente zonal se encontram abaixo de 93 km
durante maio, em que o Aleste excede Aoeste por mais de 25%. Diferenças maiores e
70
negativas foram registradas em 87 km durante novembro para a componente zonal,
quando Aleste excede Aoeste em 20%. Na componente meridional a diferença máxima
positiva foi registrada em maio em todas as altitudes, com A atingindo valores de 37%
em 81 km e 16% em 99 km. A maior diferença negativa ocorreu no mês de dezembro para
altitudes 81, 96 e 99 km, com A < 25%. A partir de análise semelhante, Davis et al.
(2013) obtiveram que a Aleste meridional excede Aoeste em cerca de 50% em março e cerca
de 10% durante setembro em 87 km em Ascension Island, enquanto o menor efeito da
QBO foi observado durante solstícios.
Acredita-se que a modulação da maré diurna pela QBO ocorre no vento básico na
estratosfera. Este mecanismo tem sido testado em estudos de modelagem e os resultados
revelam que a modulação da maré diurna pela QBO na MLT está relacionada às variações
tipo QBO na média zonal do vento zonal através de advecção em latitudes tropicais
(McLandress, 2002). A fim de discutir os efeitos da fase da QBO da estratosfera equatorial
sobre amplitudes da maré diurna na MLT, Mayr e Mengel (2005) usaram um modelo e
apontaram que na estratosfera e na mesosfera inferior os termos de advecção são
importantes para a modulação QBO da maré diurna, no entanto, acima de 80 km a
modulação da maré diurna pela QBO é principalmente devida à deposição de momentum
pelas ondas de gravidade. Seus resultados também mostraram uma grande variabilidade e
intermitência na modulação da maré diurna pela QBO. Os autores explicam que o
momentum é gerado por filtragem das ondas de gravidade, que de forma intermitente,
mediante processos não lineares, fazem com que a maré diurna na MLT seja modulada
pela QBO. A partir da análise das amplitudes da maré diurna meridional em 20°N na
altura de 95 km do equinócio de março, usando dados de ventos obtidos com o
instrumento TIDI/TIMED, Wu et al. (2008) encontraram que o aumento da amplitude
durante a fase QBO para leste é devido ao crescimento da atividade de ondas de gravidade
que atingem a região MLT. Contudo, usando ventos médios estratosféricos e mesosféricos
do mês de abril, inferidos a partir de dados SABER/TIMED, Xu et al. (2009) não
encontraram evidências para explicar as variações da QBO na maré diurna através de
mecanismo de filtragem de ondas de gravidade.
Para explicar a modulação das marés semidiurnas na região MLT pela QBO nas latitudes
médias e altas do hemisfério norte observadas entre agosto e setembro, Laskar et al.
71
(2016) argumentaram que as ondas planetárias estacionárias que são canalizadas a partir
do hemisfério sul são moduladas pela QBO e interagem com as marés semidiurnas no
hemisfério norte e, portanto, imprimem uma assinatura de QBO nas marés.
Estudos teóricos demonstram que as ondas de gravidade e as ondas planetárias
desempenham um papel importante no acoplamento inter-hemisférico, no qual o vento
zonal da região MLT é modificado por ondas planetárias na estratosfera de inverno e
atravessam o equador para afetar a propagação e quebra de ondas de gravidade na região
MLT no hemisfério de verão (Karlsson et al., 2009, Becker et al., 2015). Por outro lado,
foi demonstrado que a QBO também faz com que o acoplamento inter-hemisférico mude
(Murphy et al., 2012), suportando assim o mecanismo proposto por Mayr e Mengel (2005)
para a modulação da maré diurna pela QBO. Embora estudos tenham demonstrado a
modulação da maré diurna por ondas planetárias (por exemplo, Pancheva et al., 2009);
Araújo et al., 2014 não observaram casos de modulação das ondas planetárias pela QBO
na região MLT equatorial de baixas latitudes do hemisfério sul.
4.2.3 – Variações de longo prazo na modulação da maré diurna pela QBO
Além da modulação da maré diurna pelas oscilações anual, semianual e quase bienal
(QBO), uma modulação das marés atmosféricas pelo ciclo solar de 11 anos também foi
analisada, principalmente da maré semi-diurna (Bremer et al., 1997;. Jacobi et al., 2001;.
Namboothiri et al., 1993). A série de dados de C. Paulista inclui os máximos solar 23 e 24,
bem como o mínimo solar 23-24, proporcionando assim a possibilidade de examinar uma
possível assinatura do ciclo solar na variação de longo prazo da maré diurna. Ao
inspecionar as Figuras 4.13-16, verifica-se que não é possível identificar qualquer
indicativo de modulação de longo prazo nas amplitudes da maré diurna, como devida ao
ciclo solar, uma vez que as variações na maré diurna em C. Paulista são dominadas
principalmente pelas oscilações anual e semianual. No entanto, examinando o
comportamento dos residuais das amplitudes da maré diurna na Figura 4.17, é possível
perceber que a perturbação da amplitude da QBO sofre uma ligeira queda entre 2002 e
2008, principalmente para a componente meridional.
72
A fim de explorar essa característica, os residuais absolutos da maré diurna obtidos das
séries do residual suavizado das amplitudes da maré diurna, usando ambas as
componentes zonal (AU) e meridional (AV) (linha vermelha na Figura 4.17) foram obtidos,
por
, (4.4)
e os resultados para a altitude de 90 km são representados no Painel superior da Figura
4.20, em que os seus picos são realçados por círculos azuis. Para as outras altitudes os
resultados apresentam comportamento semelhante aos de 90 km. Os valores médios do
índice de fluxo de rádio solar F10.7 foram obtidos usando os 5 meses em torno dos picos
dos residuais absolutos da maré diurna, os quais também são representados como círculos
vermelhos abertos na Figura 4.21. Os picos dos residuais absolutos das amplitudes da
maré diurna como uma função do índice de ciclo solar F10.7, bem como o ajuste linear
(linha vermelha) são apresentados no gráfico inferior. A Figura 4.21 revela que o
comportamento dos valores absolutos dos picos dos residuais da maré diurna segue o
comportamento do fluxo solar, de modo que os picos dos residuais decaem desde o
máximo solar 23 para até o mínimo solar (2008) e aumenta novamente durante o próximo
máximo solar. Uma boa concordância pode ser verificada a partir do gráfico inferior, cujo
coeficiente de correlação é de r = 0,88. Este comportamento é sugestivo de uma possível
modulação da amplitude da relação entre a maré diurna e a QBO pelo ciclo solar de 11
anos.
73
FIGURA 4.21 (Superior) Residuais absolutos da maré diurna obtidos das séries do residual
suavizado das amplitudes da maré diurna (linha preta) em 90 km, juntamente
seus picos em círculos azuis; (Inferior) Picos dos residuais absolutos das
amplitudes como uma função do índice de ciclo solar F10.7, e o ajuste linear
(linha vermelha).
Labitzke e van Loon (1988) usaram temperaturas médias estratificadas de acordo com a
fase da QBO na estratosfera, as quais foram obtidas durante o inverno do hemisfério norte,
e demonstraram existir uma correlação positiva com o ciclo solar. A partir de observações
Salby e Callaghan (2006) também evidenciaram uma variação decadal no período da
QBO, bem como na duração da sua fase para leste, sugerindo assim uma modulação solar
na QBO. Usando medidas de vento da região MLT sobre Tirunelveli (8.7°N, 77.8°E),
Sridharan et al. (2010) encontraram uma resposta positiva entre a maré diurna meridional
e a QBO, porém uma resposta negativa para o ciclo solar. A partir de análises das
amplitudes da maré diurna da região MLT sobre Hawaii (22°N, 160°O) para períodos de
máximos e de míninos do ciclo solar de 11 anos, Iimura et al. (2010) sugeriram que as
amplitudes da maré diurna estão aproximadamente em quadratura de fase com o ciclo
solar. Os resultados das análises aqui apresentadas não evidenciam sinais de efeitos
solares nas amplitudes da maré diurna, no entanto, os presentes resultados sugerem uma
modulação na relação QBO/maré diurna pelo ciclo solar de 11 anos, em que a modulação
da amplitude da QBO na maré diurna é maior durante os períodos de máximos solar.
74
4.3 – VARIABILIDADE INTERANUAL DA ONDA DE QUASE DOIS DIAS
As características gerais da onda de quase dois dias nos ventos da região MLT em C.
Paulista, foram apresentadas por Lima et al. (2004, 2007) enquanto que a sua sazonalidade
foi reportada por Araújo et al. (2014) e o fato desta onda se constituir num fenômeno
notável da região MLT durante os meses de janeiro-fevereiro já é bem conhecido. A
Figura 4.22 apresenta espectros em ondaletas de Morlet para os ventos das componentes
zonal e meridional na altitude de 90 km em que é mostrada a evolução temporal desta
oscilação entre 1º de janeiro e 28 de Fevereiro (verão) e entre 1º de julho e 29 de agosto
(inverno) de 2005, sobre C. Paulista.
FIGURA 4.22 Espectros em ondaletas dos ventos zonal (painel superior) e meridional (painel
inferior) na altitude de 90 km sobre C. Paulista, para o verão (painel da esquerda)
e inverno (painel da direita).
Como pode ser visto a partir da Figura 4.22, a energia espectral, referente aos meses de
verão para o período em torno de dois dias em ambas as componentes do vento estão
presentes, em que as amplificações em janeiro são mais fortes no vento meridional do que
no zonal. Os espectros para o inverno revelam atividade da onda de dois dias, no entanto,
sua energia é mais fraca. Também é possível observar que o período da oscilação
permanece próximo de 2 dias, no entanto, apresenta variação ao longo do tempo. Os
espectros de ondaletas para cada verão e inverno de todos os anos considerados no
presente estudo (não mostrados aqui) também foram obtidos e foi possível perceber uma
75
variabilidade ano a ano nos períodos da onda de quase dois dias. Para examinar a sua
variabilidade ano a ano, os períodos da onda de 2 dias na componente do vento meridional
foram estimados para todas as altitudes usando o periodograma de Lomb-Scargle, para
uma janela de 15 dias, considerando o intervalo de tempo em que a onda maximiza em
cada um dos verões. Os períodos médios obtidos a partir de todas as alturas são listados na
Tabela 4.1, e apresentam variabilidade interanual, com valores entre 44,2 a 50,3 horas.
Tabela 4.1: Períodos da onda de quase dois dias para cada verão e inverno
Período (horas)
ano Verão Inverno
1999 52,5
2000 50,3 50,8
2001 47,0 42,2
2002 46,4 56,4
2003 47,5 56,8
2004 47,5 50,4
2005 47,0 49,4
2006 44,2
2008 48,5 50,8
2012 46,1
2014 46,3 49,9
2015 47,3 49,2
2016 48,9 48,0
Para examinar a variabilidade da amplitude, fase e comprimento de onda da onda de 2
dias, os dados de vento para os meses de janeiro-fevereiro foram submetidos à análise
harmônica (ajuste de mínimos quadrados). A análise foi realizada para segmentos de
quatro dias, escalonados por um dia. As amplitudes e fases dos ventos zonal e meridional
da onda de quase dois dias foram calculadas usando o seguinte ajuste:
3
1
2( ) cos
o i ii i
v t v A tT
(4.5)
76
onde ( )v t é o vento horário zonal ou meridional, o
v é o vento predominante, i
A representa
a amplitude do i-ésimo termo (o qual é o i-ésimo harmônico), e ié o ângulo de fase do i-
ésimo termo, nos períodos (i
T ) de 12, 24 h e QTDW
T para i = 1, 2, ou 3, respectivamente.
Os períodos para a onda de quase dois dias, QTDW
T , obtidos em cada verão foram usados
(ver Tabela 4.1).
A amplitude média da onda para as estações de verão e inverno em cada ano, nas altitudes
de 84, 87, 90, 93 e 96 km, são apresentadas na Figura 4.23. Os símbolos quadrado aberto e
os circulos em preto representam as componentes zonal e meridional, respectivamente.
Para a estação de verão, as amplitudes da onda na componente zonal atingiram valores na
faixa de 11-20 m/s e são mais fracas que as da componente meridional, cujas amplitudes
variam de 21 a 49 m/s, em que os valores máximos foram registrados em 2006 com picos
secundários em 2000, 2003 e 2015, enquanto valores mínimos foram observados em 2001,
2005 e 2008. A variabilidade interanual da amplitude da onda de dois dias é mais evidente
na componente meridional para todas as altitudes. Para o inverno, as amplitudes nas
componentes zonal e meridional da onda, alcançaram valores na faixa de 10-20 m/s, em
que a variabilidade interanual é clara para todas as altitudes. Nota-se que as amplitudes
zonal e meridional são coincidentes para alguns anos na estação de inverno,
principalmente para altitudes acima de 90 km, porém, as amplitudes para componente
meridional excedem as da zonal na maioria dos anos.
77
FIGURA 4.23 Amplitudes da onda de 2 dias nas componentes zonal (quadrados abertos) e
meridional (círculos em preto) em 84, 87, 90, 93 e 96 km observadas em C.
Paulista, para o verão (painel superior) e inverno (painel inferior).
78
A variabilidade interanual que é observada nas ondas atmosféricas na região MLT tem
sido atribuída às variabilidades que também são observadas nos ventos. Alguns estudos
associam a variabilidade ano a ano da onda de 2 dias com a QBO da estratosfera
equatorial a qual, conforme já mencionado, aparece em algumas observações na mesosfera
superior (Sridharan et al., 2003; Huang et al., 2013).
A Figura 4.24 apresenta novamente as amplitudes da onda de 2 dias nas componentes do
vento zonal (quadrados abertos) e meridional (círculos em preto) em 90 km, para as
estações de verão (painel superior) e inverno (painel inferior), bem como os valores
mensais do vento zonal equatorial em 30 mb (linha tracejada azul). A partir desta figura é
possível observar que algumas amplitudes mais intensas (mais fracas) da onda de dois dias
coincidem com a fase para leste (para oeste) da QBO em 30 mb durante o verão,
principalmente para componente meridional, mas não mostram regularidade de QBO. Para
o inverno a amplitude da onda de dois dias revela variabilidade QBO com regularidade
intermitente, em que as amplitudes maiores são coincidentes com a fase para leste da QBO
em 30 hPa para componente meridional. A partir dessa análise não é possível estabelecer
que a amplitude da onda de dois dias seja afetada pela QBO, mas apenas sugerir uma
possível correlação entre essas oscilações, principalmente durante a estação de inverno.
FIGURA 4.24 Amplitudes da onda de 2 dias nas componentes zonal (quadrados abertos) e
meridional (círculos em preto) em 90 km observadas em C. Paulista durante as
estações de verão (painel superior) e inverno (painel inferior), juntamente com os
valores mensais do vento zonal equatorial em 30 mb (linha tracejada azul).
79
Como uma possível correlação da onda de dois dias e a QBO depende da altitude (nível de
pressão) do vento zonal equatorial, os coeficientes de correlação entre a amplitude da onda
na região MLT e os ventos zonais nos níves de pressão entre 10 e 80 hPa foram obtidos
para as estações de verão e inverno e os resultados para a componente meridional são
apresentados na Figura 4.25. Para o verão, os coeficientes indicam uma fraca correlação
negativa entre as amplitudes da onda e os ventos da QBO entre 15-45 hPa. As melhores
correlações ocorrem para as amplitudes da onda de dois dias entre as altitudes de 81 e 84
km com ventos da QBO em 15 hPa, 87-90 km com ventos da QBO em 25 hPa e 93-99 km
com ventos da QBO em 45hPa, nos quais o grau de relação entre essas oscilações é de
aproximadamente r = 0,3, e não significativas para α = 0,05. Para o inverno, as melhores
correlações positivas ocorrem para as amplitudes da onda de dois dias e ventos da QBO
em 25 hPa, com grau de relação de r = 0,43 (não significativo) em 87 km e de r > 0,50
(significativo para α = 0,05) em 96 e 99 km. Para a componente zonal, os coeficientes
foram fracos e não atingiram valores significativos para ambas as estações.
FIGURA 4.25 Coeficiente de correlação entre as amplitudes da componente meridional da onda
de dois dias para verão (painel da esquerda) e inverno (painel da direita) e os
ventos da QBO em 10-80 hPa.
Os resultados aqui apresentados para a onda de 2 dias observada durante a estação de
verão mostram que as suas amplitudes foram altas em 2003 quando a fase QBO em 30 mb
foi para leste, como também em 2006 quando a fase da QBO foi para oeste. As amplitudes
da onda de 2 dias foram fracas para situações de QBO para leste (2000, 2002, 2005, 2014
e 2016), como também para fase para oeste (2001 e 2008), ou seja, as amplitudes da onda
80
de 2 dias não parecem ser afetadas pela fase da QBO durante a estação de verão nos
ventos da região MLT em C. Paulista. Entretanto, durante a estação de inverno as
amplitudes da onda de 2 dias na componente meridional apresentam valores altos e baixos
intercalados, sugerindo efeitos da QBO, com correlação positiva significativa para
altitudes acima de 90 km.
Em geral, as variabilidades que são observadas na onda de 2 dias têm sido associadas a
fenômenos meteorológicos, bem como aqueles devido a fatores externos (clima espacial).
Para explicar a amplificação sazonal da onda de 2 dias, Salby e Callaghan (2001)
realizaram estudos com simulação numérica para investigar a relação entre os modos
normais e instáveis. De acordo com seus resultados, a intensificação da onda durante os
meses de solstício é devida à energia transferida do fluxo médio à onda, que ocorre na
região instável e depois se dispersa globalmente na estrutura do modo Rossby-gravidade.
Com relação à possível modulação da onda pela QBO, Sridharan et al. (2003) associaram
a baixa atividade da onda de 2 dias observada durante o verão do hemisfério norte com a
mudança correspondente ao seu mecanismo de excitação na fase para leste da QBO.
Observações da onda de 2 dias realizadas a partir da temperatura obtida de medidas do
instrumento SABER/TIMED apontam que a atividade da onda mostra variação quase
bienal em ambos os hemisférios em que são vistos mais claramente em médias e altas
latitudes (Huang et al., 2013).
A modulação da amplitude da onda de dois 2 dias no hemisfério de inverno pela QBO foi
observada nas medidas de vento da região MLT em baixas latitudes por Araújo et al.
(2014). Considerando que a onda de 2 dias ocorre no hemisfério de verão, a sua presença
no hemisfério de inverno é interpretada como sendo devida ao acoplamento
interhemisférico. Portanto, ao cruzar a região equatorial e interagir com o vento médio, a
onda exibirá no hemisfério de inverno uma assinatura da QBO.
Para ver uma possível conexão entre a variabilidade interanual da onda de dois dias e o
ciclo solar de 11 anos, na Figura 4.26 estão representados a amplitude da onda para as
estações de verão e inverno para ambas as componentes em 90 km juntamente com o
fluxo de rádio solar F10.7 mensal (diamante vermelho), em que os valores mensais de
janeiro e julho para verão e inverno foram usados, respectivamente. A partir desta Figura é
81
possível ver que há uma boa concordância entre o comportamento das amplitudes da onda
de dois dias na estação de verão para a componente meridional e o índice F10.7, com
exceção de 2001 e 2002 quando a amplitude da onda foi fraca e 2006 quando a amplitude
da onda foi muito forte. Os coeficientes de correlação foram determinados e apontam
relação não significativa entre as amplitudes da onda de dois dias, para ambas as
componentes, e o índice F10.7 quando todos os anos são considerados, em ambas as
estações. Entretanto, quando os casos excepcionais não são considerados, ou seja, os
verões de 2001, 2002 e 2006 são excluídos, existe boa correlação entre as amplitudes
meridional da onda nas altitudes de 81-93 km e o índice F10.7, onde as melhores
correlações (r = 0,87 a 0,95, significativo para α = 0,025) ocorrem quando se utiliza o
índice F10.7 do mês de dezembro.
FIGURA 4.26 Amplitude da onda de dois dias para os ventos zonal e meridional em 90 km e o
fluxo de rádio solar F10.7 mensal (diamante vermelho) para as estações de verão
e inverno.
Jacobi (1997) encontrou uma correlação positiva entre as amplitudes da onda de 2 dias e o
ciclo solar de 11 anos sobre a Europa central. Estudo sobre a variabilidade de longo prazo
da onda de 2 dias a partir de medidas de ventos por radar de frequência média (MF) em
22° N também mostrou uma correlação de fase entre a componente meridional e fluxo
solar em ambos os solstícios, em que a máxima solar lidera amplitude da onda de 2 dias
por 1 ou 2 anos (Gu et al, 2013). Usando 10 anos de dados de ventos em latitudes médias
82
do hemisfério norte, Lilienthal e Jacobi (2015), observaram que a onda de 2 dias apresenta
variabilidade interanual, porém não encontraram relação entre a onda e o ciclo solar de 11
anos. No presente estudo, foi observada uma boa concordância entre o comportamento
temporal da amplitude da onda de 2 dias e o índice de fluxo solar durante a estação de
verão, porém com correlação baixa e não significativa, contudo, quando os casos
excepcionais foram excluídos, verifica-se boa correlação entre a variabilidade interanual
da amplitude da onda de 2 dias e o índice de fluxo solar F10.7, sugerindo uma possível
modulação da onda pelo ciclo solar de 11 anos. Análises adicionais são necessárias para
confirmar se a onda de 2 dias é modulada pelo ciclo solar de 11 anos, considerando uma
série mais longa de dados.
Os comprimentos de onda verticais da onda de dois dias na componente meridional foram
obtidos a partir das estruturas de fase verticais para as estações de verão e de inverno, e os
resultados são apresentados na Figura 4.27 (círculos em preto), em que a barra vertical
representa o desvio padrão. Na mesma Figura também estão representadas as fases em 84
km (círculos vermelhos), 90 km (quadrado aberto) e 96 km (triângulo azul), as quais são
interpretadas como os horários em que ocorrem os máximos. Como pode ser visto dos
gráficos, os máximos ocorrem primeiro nas altitudes mais elevadas, ou seja, a estrutura
vertical de fase descende com a altitude, consistente com a propagação ascendente da
energia, e apresenta variabilidade ano a ano para ambas as estações. Os comprimentos de
onda verticais mostram variação interanual substancial, tendo valores mais baixos durante
o verão, de 55 km em 2014 e 60 km em 2000 e 2008, enquanto valores mais elevados (~
90 km) foram observados em 2004, 2005 e 2015. Os comprimentos de onda verticais para
o inverno também mostram variabilidade ano a ano, atingindo valores mais baixos de 28
km, 35 km e 36 km em 1999, 2002 e 2005, respectivamente, enquanto os valores mais
elevados foram observados em 2000 (52 km), 2004 (50 km), 2008 (62 km) e 2015 (53
km). Deve-se notar que os comprimentos de onda verticais observados durante o verão
foram maiores do que os observados no inverno.
83
FIGURA 4.27 Comprimentos de onda verticais da onda de dois dias (círculos em preto) e as
fases em 84 km (círculos vermelhos), 90 km (quadrado aberto) e 96 km
(triângulo azul) observadas em C. Paulista durante as estações de verão e
inverno.
Os valores dos comprimentos de onda verticais estimados para outras localidades também
mostram variabilidade. Harris e Vincent (1993) encontraram valores em torno de 70 km
para Christmas Island, enquanto Palo e Avery (1995) obtiveram valores entre 36 e 44 km
para a mesma localidade, porém para épocas diferentes. Thayaparan et al. (1997)
encontraram valores maiores do que 150 km nos ventos sobre London (43 N), Canadá,
quando as amplitudes foram maiores, contudo, valores menores para os comprimentos de
onda verticais, entre 60 e 80 km, também foram obtidos das observações. Gurubaran et al.
84
(2001) encontraram comprimentos de onda verticais entre 35 e 70 km para a onda de 2
dias sobre Tirunelveli (8.7 N) durante as atividades intensas da onda.
Sabe-se que o vento médio desempenha um papel importante no regime de propagação
das ondas atmosféricas e, portanto, podem afetar os parâmetros das mesmas. Quando a
atividade da onda de 2 dias é mais intensa (janeiro-fevereiro) o regime de vento da região
MLT apresenta uma configuração em que a direção é para leste acima de 86 km sobre C.
Paulista, como pode ser visto na Figura 4.1. Também na mesma Figura é possível ver que
o padrão da estrutura vertical dos ventos e do cisalhamento para janeiro-fevereiro
apresenta uma clara variabilidade ano a ano. Huang et al. (2013) usando medidas de
temperatura SABER/TIMED encontraram que o comprimento de onda vertical para a
onda de 2 dias é mais curto para situação em que a propagação ocorre num regime de
vento com direção para oeste. Usando medidas de ventos sobre São João do Cariri e C.
Paulista, Araújo et al. (2014) também encontraram resultado similar, em que os
comprimentos de onda verticais foram mais curtos em Cariri, cujo regime de vento médio
em janeiro-fevereiro é para oeste, diferente de C. Paulista que é para leste na região MLT.
Contudo, analisando os ventos na Figura 4.1 não é possível identificar relação entre as
variações ano a ano no padrão do vento médio da região MLT e as variações no
comprimento de onda vertical da onda de 2 dias durante as estações de verão e inverno.
85
CAPÍTULO 5
CONCLUSÕES
A pesquisa realizada teve como foco estudar a evolução da dinâmica da região entre as
altitudes de 80 a 100 km, chamada de MLT, durante o ciclo solar 23, a partir da análise da
variabilidade dos ventos, bem como da amplitude da maré diurna e dos parâmetros da
onda de 2 dias. Os dados de vento foram obtidos a partir de medidas fornecidas por radar
meteórico VHF instalado em Cachoeira Paulista (22,7oS; 45,0
oO).
As análises dos ventos mensais para as componentes zonal e meridional, bem como as
respectivas séries do residual, não mostraram efeitos da QBO.
Com relação a possíveis efeitos da atividade solar nos ventos mensais, a partir das análises
de regressão múltipla os resultados indicam que a atividade solar tende a reforçar os
ventos para oeste abaixo de 90 km e enfraquecer os ventos para leste acima desta altitude
durante fevereiro-abril. Durante maio-setembro os resultados indicam que a atividade
solar contribui para reforçar os ventos dirigidos para leste abaixo de 90 km e os ventos
para oeste acima.
Para a componente meridional os resultados indicam que os ventos dirigidos para Sul são
reforçados com a atividade solar, principalmente em março para altitudes entre 87 e 96 km
e entre junho e agosto para altitudes abaixo de 93 km.
Quando os ventos são separados por estações do ano, verifica-se que os ventos na
componente zonal apresentam variabilidade interanual em todas as estações, exibindo
regularidade em algumas altitudes. Os ventos na direção zonal da região MLT observados
durante o verão e o outono mostram variações tipo QBO nas altitudes abaixo de 90 km.
Para a componente meridional, em geral a variabilidade interanual em todas as estações do
ano são irregulares em quase todas as altitudes. Os ventos da componente meridional da
região MLT também não mostram oscilações tipo QBO.
Os resultados sugerem que os ventos da região MLT são intensificados durante os anos de
máxima atividade solar, principalmente os ventos dos meses de verão e de inverno em
ambas as componentes zonal e meridional. Para o outono, a componente zonal do vento
86
para leste tende a enfraquecer durante alta atividade solar. Para a primavera verifica-se
enfraquecimento dos ventos para oeste abaixo de 90 km e intensificação acima.
As análises da maré diurna mostraram uma correlação positiva entre amplitudes da maré
diurna e ventos da estratosfera equatorial, em que a correlação é mais forte quando os
ventos QBO em 20 hPa são considerados. A correlação é positiva para ambas as
componentes zonal e meridional, mas o efeito é mais expressivo na componente
meridional do que na zonal. O efeito QBO, ou seja, as diferenças nas amplitudes da maré
diurna entre as fases para oeste e para leste da QBO em 20 hPa, é positiva em todas as
estações, exceto em alguns verões do hemisfério sul. O efeito mais forte da QBO é mais
evidente durante os equinócios e início do inverno, quando as amplitudes da maré diurna
são maiores. De um modo geral, conclui-se que existe uma relação robusta positiva da
amplitude da maré diurna e da QBO, com alguma modulação sazonal.
Há indícios de que a relação QBO e maré diurna seja modulada pelo ciclo solar de 11
anos, de modo que a modulação da amplitude da maré diurna aparece mais forte durante o
máximo solar. A correlação da modulação com o fluxo de rádio solar é bastante forte, no
entanto, os resultados se referem aos dados que compreendem um mínimo e dois máximos
de atividade solar. Observações adicionais durante o próximo mínimo solar serão úteis
para comprovar os resultados.
A amplitude da onda de 2 dias para a estação de verão não mostra efeito da fase da QBO
nos ventos da região MLT. Para a estação de inverno as amplitudes da onda de 2 dias na
componente meridional mostram efeitos da QBO, com correlação positiva significativa
para altitudes acima de 90 km.
Foi observada uma boa concordância entre o comportamento temporal da amplitude
meridional da onda de 2 dias e o índice de fluxo solar durante a estação de verão, em que
a correlação foi baixa e não significativa. Entretanto, após exclusão dos casos
excepcionais (2001, 2002 e 2006), verifica-se uma boa correlação entre a variabilidade da
amplitude meridional da onda de 2 dias e o índice F10.7, sugerindo uma possível
modulação da onda pelo ciclo solar de 11 anos. Análises adicionais com uma série de
dados mais longa são necessárias para confirmar se a onda de 2 dias é afetada pelo ciclo
solar de 11 anos.
87
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Alves, E.O., Lima, L.M., Medeiros, A.F., Buriti, R.A., Batista, P.P., Clemesha, B.R.
Nonlinear interaction between diurnal tidal and 2-day wave in the meteor winds observed
at Cachoeira Paulista-SP and São João do Cariri-PB, Brazil: A case study. Revista
Brasileira de Geofísica, 31, 403-412, 2013.
Andrews, D. G.;Holton, J. R.;Leovy, C. B. Middle atmosphere dynamics. Orlando:
Academic press, 1987, 489p.
Andrews, D. G. An Introduction to Atmospheric Physics. Cambridge University Press,
2ed. 2010, 237p.
Araújo, L. R. Sazonalidade de ondas planetárias nos ventos meteóricos observados em
São João do Cariri-PB e em Cachoeira Paulista-SP. Campina Grande-PB. 101p. –
Dissertação de Mestrado em Ciência e Tecnologia Ambiental - Universidade Estadual da
Paraíba, 2012.
Araújo, L. R.;Lima, L. M.;Batista, P. P.;Clemesha, B. R.;Takahashi, H. Planetary wave
seasonality from meteor wind measurements at 7.4°S and 22.7°S. Annales Geophysicae,
v.32, p. 519–531, 2014.
Arnold, N. F.;Robinson, T. R. Solar cycle changes to planetary wave propagation and their
influence on the middle atmosphere circulation. Annales Geophysicae, v.16, n.1, p. 69-
76, 1997.
Balachandran, N. K.; Rind, D. Modeling the effects of UV variability and the QBO on the
troposphere-stratosphere system. Part 1: the middle atmosphere. Journal of Climate, v. 8,
n. p. 2058-2079, doi:10.1175/1520-0442(1995)008<2058:MTEOUV>2.0.CO;2, 1995.
Baldwin, Mark P.;Dunkerton, Timothy J. The solar cycle and stratosphere–troposphere
dynamical coupling. Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v.67, n.1-
2, p. 71-82, 2005.
Batista, P. P.;Clemesha, B. R.;Tokumoto, A. S.;Lima, L. M. Structure of the mean winds
and Tides in the meteor region over Cachoeira Paulista, Brazil (22.7oS, 45
oW) and its
88
comparison with models. Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v.66,
n.6-9, p. 623-636, 2004.
Baumgaertner, A.J.G.;McDonald, A.J.;Fraser, G.J.;Plank, G.E. Long-term observations of
mean winds and tides in the upper mesosphere and lower thermosphere above Scott Base,
Antarctica. Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v.67, n.16, p. 1480-
1496, 2005.
Becker, E., Knöpfel, R., Lübken, F., Dynamically induced hemispheric differences in the
seasonal cycle of the summer polar mesopause. Journal of Atmospheric and Solar-
Terrestrial Physics, 129, 128-141, 2015.
Bremer, J.;Schminder, R.;Greisiger, K.M.;Hoffmann, P.;Kürschner , D.;Singer, W. Solar
cycle dependence and long-term trends in the wind field of the mesosphere/lower
thermosphere. Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v.59, n.5, p. 497-
509, 1997.
Burrage, M. D.;Vincent, R. A.;Mayr, H. G.;Skinner, W. R.;Arnold, N. F.;Hays, P. B.
Long-term variability in the equatorial middle atmosphere zonal wind. Journal of
Geophysical Research, v.101, D8, p. 12847-12854, 1996.
Center, SILSO World Data The International Sunspot Number. International Sunspot
Number Monthly Bulletin and online catalogue, 1749-2016.
Chatterjee, T. N. ;Das, T. K. Relation between solar UV flux and 10.7-cm radio emission.
Monthly Notices of the Royal Astronomical Society, v.274, p. 858-860, 1995.
Claud, C.;Cagnazzo, C.;Keckhut, P. The effect of the 11-year solar cycle on the
temperature in the lower stratosphere. Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial
Physics, v.70, n.16, p. 2031-2040, 2008.
Davis, R. N.;Du, J.;Smith, A. K.;Ward, W. E.;Mitchell, N. J. The diurnal and semidiurnal
tides over Ascension Island (8° S, 14° W) and their interaction with the stratospheric
quasi-biennial oscillation: studies with meteor radar, eCMAM and WACCM.
Atmospheric Chemistry and Physics, v.13, n.18, p. 9543-9564, 2013.
89
Davis, R. N.;Du, J.;Smith, A. K.;Ward, W. E.;Mitchell, N. J. The diurnal and semidiurnal
tides over Ascension Island (8° S, 14° W) and their interaction with the stratospheric
quasi-biennial oscillation: studies with meteor radar, eCMAM and WACCM.
Atmospheric Chemistry and Physics, v.13, n.18, p. 9543-9564, 2013.
Day, K. A.;Hibbins, R. E.;Mitchell, N. J. Aura MLS observations of the westward-
propagating s=1, 16-day planetary wave in the stratosphere, mesosphere and lower
thermosphere. Atmospheric Chemistry and Physics, v.11, n.9, p. 4149-4161, 2011.
de Wit, R. J.;Hibbins, R. E.;Espy, P. J.;Mitchell, N. J. Interannual variability of mesopause
zonal winds over Ascension Island: Coupling to the stratospheric QBO. Journal of
Geophysical Research, v.118, n.21, p. 12,052-12,060, 2013.
FUB, 2016. The Quasi-Biennial-Oscillation (QBO) Data Series, http://www.geo.fu-
berlin.de/en/met/ag/strat/produkte/qbo, downloaded em 15.3.2016.
Gan, Quan;Du, Jian;Ward, William E.;Beagley, Stephen R.;Fomichev, Victor I.;Zhang,
Shaodong Climatology of the diurnal tides from eCMAM30 (1979 to 2010) and its
comparison with SABER. Earth, Planets and Space, v.66, n.1, p. 1-24, 2014.
Garcia, R. R.;Solomon, S. The effect of breaking gravity waves on the dynamics and
chemical composition of the mesosphere and lower thermosphere. Journal of
Geophysical Research, v.90, D2, p. 3850-3868, 1985.
Gray, L. J.;Beer, J.;Geller, M.;Haigh, J. D.;Lockwood, M.;Matthes, K.;Cubasch,
U.;Fleitmann, D.;Harrison, G.;Hood, L.;Luterbacher, J.;Meehl, G. A.;Shindell, D.;van
Geel, B.;White, W. C8 - RG4001 Solar influences on climate. Reviews of Geophysics,
v.48, n.4, 2010.
Gu, Sheng-Yang;Li, Tao;Dou, Xiankang;Wang, Ning-Ning;Riggin, Dennis;Fritts, David
Long-term observations of the quasi two-day wave by Hawaii MF radar. Journal of
Geophysical Research, v.118, n.12, p. 7886-7894, 2013.
Guharay, A.;Batista, P.P.;Clemesha, B.R. On the variability of the diurnal tide and
coupling with planetary waves in the MLT over Cachoeira Paulista (22.7°S, 45°W).
Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v.133, p. 7-17, 2015.
90
Gurubaran, S;Sridharan, S;Ramkumar, T.K;Rajaram, R The mesospheric quasi-2-day
wave over Tirunelveli (8.7°N). Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics,
v.63, n.10, p. 975-985, 2001.
Gurubaran, S.;Rajaram, R.;Nakamura, T.;Tsuda, T.;Riggin, D.;Vincent, R. A. Radar
observations of the diurnal tide in the tropical mesosphere-lower thermosphere region:
Longitudinal variabilities. Earth, Planets and Space, v.61, n.4, p. 513-524, 2009.
Hagan, M. E.;Burrage, M. D.;Forbes, J. M.;Hackney, J.;Randel, W. J.;Zhang, X. QBO
effects on the diurnal tide in the upper atmosphere. Earth, Planets and Space, v.51, n.7,
p. 571-578, 1999.
Haigh, Joanna D. The effects of solar variability on the Earth's climate. Philosophical
Transactions of the Royal Society of London. Series A: Mathematical, Physical and
Engineering Sciences, v.361, n.1802, p. 95-111, 2003.
Hamilton, K. Rocketsonde observations of the mesospheric semiannual oscillation at
Kwajalein. Atmosphere-Ocean, v.20, n.4, p. 281-286, 1982.
Harris, T.J., Vincent, R. A. The quasi-two-day wave observed in the equatorial middle
atmosphere. Journal of Geophysical Research, v.98, p. 10481–10490, 1993.
Hathaway, David H. The Solar Cycle. Living Reviews in Solar Physics, v.12, n.1, p. 1-
87, 2015.
Hirota, Isamu Observational evidence of the semiannual oscillation in the tropical middle
atmosphere: A review. Pure and Applied Geophysics, v.118, n.1, p. 217-238, 1980.
Hocking, W.K.;Fuller, B.;Vandepeer, B. Real-time determination of meteor-related
parameters utilizing modern digital technology. Journal of Atmospheric and Solar-
Terrestrial Physics, v.63, n.2-3, p. 155-169, 2001.
Holton, J. R. The dynamic meteorology of stratosphere and mesosphere. Boston:
American Meteorology Society, 1975, v. 37, 218p.
91
Huang, Y. Y.;Zhang, S. D.;Yi, F.;Huang, C. M.;Huang, K. M.;Gan, Q.;Gong, Y. Global
climatological variability of quasi-two-day waves revealed by TIMED/SABER
observations. Annales Geophysicae, v.31, n.6, p. 1061-1075, 2013.
Huang, F. T.;Mayr, H. G.;Russell III, J. M.;Mlynczak, M. G. Ozone and temperature
decadal responses to solar variability in the mesosphere and lower thermosphere, based on
measurements from SABER on TIMED. Annales Geophysicae, v.34, n.1, p. 29-40, 2016.
Iimura, H.;Fritts, D. C.;Riggin, D. M. Long-term oscillations of the wind field in the
tropical mesosphere and lower thermosphere from Hawaii MF radar measurements.
Journal of Geophysical Research, v.115, D9, 2010.
Jacobi, Ch.;Lange, M.;Kürschner, D.;Manson, A.H.;Meek, C.E. A long-term comparison
of saskatoon MF radar and collm LF D1 mesosphere-lower thermosphere wind
measurements. Physics and Chemistry of the Earth, v.26, n.6, p. 419-424, 2001.
Jacobi, Ch.;Kürschner, D. Long-period upper mesosphere temperature and plasma scale
height variations derived from VHF meteor radar and LF absolute reflection height
measurements. Advances in Radio Science, n.4, p. 351-355, 2006.
Jacobi, Ch.;Hoffmann, P.;Kürschner, D. Trends in MLT region winds and planetary
waves, Collm (52° N, 15° E). Annales Geophysicae, v.26, n.5, p. 1221-1232, 2008.
Jacobi, Ch.;Hoffmann, P.;Placke, M.;Stober, G. Some anomalies of mesosphere/lower
thermosphere parameters during the recent solar minimum. Advances in Radio Science,
n.9, p. 343-348, 2011.
Jacobi, Ch. 6 year mean prevailing winds and tides measured by VHF meteor radar over
Collm (51.3° N, 13.0° E). Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, p.
78–79, 8–18, 2012.
Jacobi, Christoph;Lilienthal, Friederike;Geißler, Christoph;Krug, Amelie Long-term
variability of mid-latitude mesosphere-lower thermosphere winds over Collm (51°N,
13°E). Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v.136, Part B, p. 174-
186, 2015.
92
Jones, J.;Webster, A. R.;Hocking, W. K. An improved interferometer design for use with
meteor radars. Radio Science, v.33, n.1, p. 55-65, 1998.
Karlsson, B., McLandress, C., Shepherd, T.G. Inter-hemispheric mesospheric coupling in
a comprehensive middle atmosphere model. Journal of Atmospheric and Solar-
Terrestrial Physics 71, 518–530, 2009.
Keuer, D.;Hoffmann, P.;Singer, W.;Bremer, J. Long-term variations of the mesospheric
wind field at mid-latitudes. Annales Geophysicae, v.25, n.8, p. 1779-1790, 2007.
Kumar, P.;Foufoula-Georgiou, E. Wavelet analysis for geophysical applications. Reviews
of Geophysics, v.35, n.4, p. 385-412, 1997.
Labitzke, Karin;Loon, Harry Van Associations between the 11-year solar cycle, the QBO
and the atmosphere. Part I: the troposphere and stratosphere in the northern hemisphere in
winter. Journal of Atmospheric and Terrestrial Physics, v.50, n.3, p. 197-206, 1988.
Laskar, Fazlul I.;Pallamraju, Duggirala;Veenadhari, Bhaskara Vertical coupling of
atmospheres: dependence on strength of sudden stratospheric warming and solar activity.
Earth, Planets and Space, v.66, n.1, p. 1-10, 2014.
Lean, Judith L.;Rottman, Gary J.;Kyle, H. Lee;Woods, Thomas N.;Hickey, John R.;Puga,
Lawrence C. Detection and parameterization of variations in solar mid- and near-
ultraviolet radiation (200-400 nm). Journal of Geophysical Research, v.102, D25, p.
29939-29956, 1997.
Lilienthal, F.;Jacobi, Ch. Meteor radar quasi 2-day wave observations over 10 years at
Collm (51.3° N, 13.0° E). Atmospheric Chemistry and Physics, v.15, n.17, p. 9917-
9927, 2015.
Lima, L.M.;Batista, P.P.;Takahashi, H.;Clemesha, B.R. Quasi-two-day wave observed by
meteor radar at 22.7°S. Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v.66,
n.9, p. 529-537, 2004.
93
Lima, L. M. Observações de ondas planetárias na região da mesopausa equatorial e
de baixas latitudes do hemisfério sul. São José dos Campos-SP. 245p. Tese de
Doutorado em Geofísica Espacial - INPE - INPE, 2004.
Lima, L.M.;Batista, P.P.;Clemesha, B.R.;Takahashi, H. The 6.5-day oscillations observed
in meteor winds over Cachoeira Paulista (22.7°S). Advances in Space Research, v.36,
n.11, p. 2212-2217, 2005.
Lima, L.M.;Batista, P.P.;Clemesha, B.R.;Takahashi, H. 16-day wave observed in the
meteor winds at low latitudes in the southern hemisphere. Advances in Space Research,
v.38, n.11, p. 2615-2620, 2006.
Lima, L. M.;Medeiros, A. F.;Buriti, R. A. ;Batista, P. P.;Clemesha, B. R.;Takahashi, H.
Mesospheric 2-day waves observed simultaneously in the equatorial and low latitudes
regions of Brazil. Revista Brasileira de Geofísica, v.25, n.Suppl. 2, p. 43-48, 2007.
Lima, L.M.;Alves, E.O.;Batista, P.P.;Clemesha, B.R.;Medeiros, A.F.;Buriti, R.A. Sudden
stratospheric warming effects on the mesospheric tides and 2-day wave dynamics at 7°S.
Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial Physics, v.7, p. 99-107, 2012.
Lomb, N. R. Least-squares frequency analysis of unequally spaced data. Astrophysics
and Space Science, v.39, n.02, p. 447-462, 1976.
Luo, Y.;Manson, A. H.;Meek, C. E.;Meyer, C. K.;Burrage, M. D.;Fritts, D. C.;Hall, C.
M.;Hocking, W. K.;MacDougall, J.;Riggin, D. M.;Vincent, R. A. The 16-day planetary
waves: multi-MF radar observations from the arctic to equator and comparisons with the
HRDI measurements and the GSWM modelling results. Annales Geophysicae, v.20, n.5,
p. 691-709, 2002.
Manson, A. H.;Meek, C. E.;Chshyolkova, T.;Avery, S. K.;Thorsen, D.;MacDougall, J.
W.;Hocking, W.;Murayama, Y.;Igarashi, K. Wave activity (planetary, tidal) throughout
the middle atmosphere (20-100km) over the CUJO network: Satellite (TOMS) and
Medium Frequency (MF) radar observations. Annales Geophysicae, v.23, n.2, p. 305-
323, 2005.
94
Marquardt, C., Naujokat, B., An update of the equatorial QBO and its variability. SPARC
Melbourne, WMO/TD-NO. 814, 87-90. 1997.
Mayr, Hans G.;Mengel, John G. Interannual variations of the diurnal tide in the
mesosphere generated by the quasi-biennial oscillation. Journal of Geophysical
Research, v.110, D10, 2005.
McKinley, D. W. R. Meteor science and engineering. New York: McGraw-Hill, 1961,
309p.
McLandress, C. Interannual variations of the diurnal tide in the mesosphere induced by a
zonal-mean wind oscillation in the tropics. Geophysical Research Letters, v.29, n.9, p.
1305, doi:10.1029/2001GL014551, 2002.
Merzlyakov, E. G.;Portnyagin, Yu. I. Long-term changes in the parameters of winds in the
mid-latitude lower thermosphere (90- 100 km). Izv. Akad. Nauk, Fiz. Atmos. Okeana, 35,
531-542, v.35, p. 531-542 [Izvestiya, Atmospheric and Oceanic Physics (English
Trans.) 35, 482-493], 1999.
Moussas, X.;Polygiannakis, J.M.;Preka-Papadema, P.;Exarhos, G. Solar cycles: A tutorial.
Advances in Space Research, v.35, n.5, p. 725-738, 2005.
Murphy, D.J., Alexander, S.P., Vincent, R.A. Interhemispheric dynamical coupling to the
southern mesosphere and lower thermosphere. Journal of Geophysical Research, 117,
D08114, 2012.
Namboothiri, S.P.;Manson, A.H.;Meek, C.E. Variations of mean winds and tides in the
upper middle atmosphere over a solar cycle, Saskatoon, Canada, 52°N, 107°W. Journal
of Atmospheric and Terrestrial Physics, v.55, n.10, p. 1325-1334, 1993.
Namboothiri, S.P.;Meek, C.E.;Manson, A.H. Variations of mean winds and solar tides in
the mesosphere and lower thermosphere over time scales ranging from 6 months to 11 yr:
Saskatoon, 52°N, 107°W. Journal of Atmospheric and Terrestrial Physics, v.56, n.10,
p. 1313-1325, 1994.
95
Naujokat, B., An update of the observed quasi-biennial oscillation of the stratospheric
winds over the tropics. Journal of the Atmospheric Sciences, 43, 1873-1877,
doi:10.1175/1520-0469(1986)043<1873:AUOTOQ>2.0.CO;2. 1986.
Palo, S.E., Avery, S.K. Observations of the meridional quasi two-day wave in the
mesosphere and lower thermosphere at Christmas Island. The upper mesosphere and lower
thermosphere: a review of experiment and theory. Geophysical Monograph, v. 87, p.
101–110, 1995.
Pancheva, D., Mukhtarov, P., Andonov, B., Mitchell, N.J., Forbes, J.M. Planetary waves
observed by TIMED/SABER in coupling the stratosphere–mesosphere–lower
thermosphere during the winter of 2003/2004: Part 2—Altitude and latitude planetary
wave structure. Journal of Atmospheric and Terrestrial Physics, 71, 75-87, 2009.
Pfister, L. Baroclinic instability of easterly jets with applications to the summer
mesosphere. Journal of the Amospheric Sciences, v.42, n.4, p. 313-330, 1985.
Plumb, R. A. Baroclinic instability of the summer mesosphere: a mechanism for the quasi-
two-day wave? Journal of Atmospheric Sciences, v.40, n.1, p. 262-270, 1983.
Pogoreltsev, Alexander Simulation of planetary waves and their influence on the zonally
averaged circulation in the middle atmosphere. Earth, Planets and Space, v.51, n.7, p.
773-784, 1999.
Pogoreltsev, A.I., Vlasov, A.A., Fröhlich, K., Jacobi, Ch.: Planetary waves in coupling the
lower and upper atmosphere, Journal of Atmospheric and Terrestrial Physics, v.69, p.
2083–2101, 2007.
Rojas, M.; Norton, W. Amplification of the 2-day wave from mutual interaction of global
Rossby-gravity and local modes in the summer mesosphere. Journal of Geophysical
Research: Atmospheres, v.112, D12, 2007.
Salby, Murry L.;Roper, R. G. Long-Period Oscillations in the Meteor Region. Journal of
the Atmospheric Sciences, v.37, n.1, p. 237-244, 1980.
96
Salby, M. L. Fundamentals of Atmospheric Physics. San Diego: Academic Press, 1996,
627p.
Salby, Murry L.;Callaghan, Patrick F. Seasonal Amplification of the 2-Day Wave:
Relationship between Normal Mode and Instability. Journal of the Atmospheric
Sciences, v.58, n.14, p. 1858-1869, 2001.
Salby, Murry L.;Callaghan, Patrick F. Relationship of the quasi-biennial oscillation to the
stratospheric signature of the solar cycle. Journal of Geophysical Research, v.111, D6,
2006.
Scargle, J. D. Studies in astronomical time series analysis. II - Statistical aspects of
spectral analysis of unevenly spaced data. Astrophysical Journal, Part 1, v.263, n.2, p.
835-853, Dec. 1982.
Seinfeld, J. H.;Pandis, S. N. Atmospheric Chemistry and Physics: From Air Pollution
to Climate Change. 2ed. New York: J. Wiley, 2006.
Shepherd, T. G. The middle atmosphere. Journal of Atmospheric and Solar-Terrestrial
Physics, v.62, n.17-18, p. 1587-1601, 2000.
Sprenger, K.;Schminder, R. Solar cycle dependence of winds in the lower ionosphere.
Journal of Atmospheric and Terrestrial Physics, v.31, n.1, p. 217-221, 1969.
Sridharan, S.;Gurubaran, S.;Rajaram, R. QBO influences on the variability of planetary
waves in the equatorial mesopause region. Earth, Planets and Space, v.55, n.11, p. 687-
696, 2003.
Sridharan, S.;Tsuda, T.;Gurubaran, S. Long-term tendencies in the mesosphere/lower
thermosphere mean winds and tides as observed by medium-frequency radar at Tirunelveli
(8.7°N, 77.8°E). Journal of Geophysical Research, v.115, D8, 2010.
Tapping, K. F. The 10.7 cm solar radio flux (F10.7). Space Weather, v.11, p. 394–406,
2013.
97
Thayaparan, T., Hocking, W.K., MacDougall, J. Amplitude, phase, and period variations
of the quasi 2-day wave in the mesosphere and lower thermosphere over London, Canada
(43°N, 81°W), during 1993 and 1994. Journal of Geophysical Research, v. 102, p.
9461–9478, 1997.
Torrence, C.;Compo, G. P. A practical guide to wavelet analysis. Bulletin of the
American Meteorological Society, v.79, n.1, p. 61-78, 1998.
Tsutsumi, M. A study of atmospheric dynamics near the mesopause using radio
meteor echoes. Kioto. 192p. Thesis - Kioto University, 1995.
Tunbridge, V. M.;Sandford, D. J.;Mitchell, N. J. Zonal wave numbers of the summertime
2 day planetary wave observed in the mesosphere by EOS Aura Microwave Limb
Sounder. Journal of Geophysical Research, v.116, D11, 2011.
Vincent, R. A.;Kovalam, S.;Fritts, D. C.;Isler, J. R. Long-term MF radar observations of
solar tides in the low-latitude mesosphere: Interannual variability and comparisons with
the GSWM. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, v.103, D8, p. 8667-8683,
1998.
Volland, H. Atmospheric tidal and planetary waves. Dordrecht: Kluwer Academic
Publ., 1988, 348p.
Wu, Q.;Ortland, D. A.;Killeen, T. L.;Roble, R. G.;Hagan, M. E.;Liu, H.-L.;Solomon, S.
C.;Xu, Jiyao;Skinner, W. R.;Niciejewski, R. J. Global distribution and interannual
variations of mesospheric and lower thermospheric neutral wind diurnal tide: 1. Migrating
tide. Journal of Geophysical Research, v.113, A5, 2008.
Xu, Jiyao;Smith, A. K.;Liu, H.-L.;Yuan, W.;Wu, Qian;Jiang, Guoying;Mlynczak, M.
G.;Russell, J. M.;Franke, S. J. Seasonal and quasi-biennial variations in the migrating
diurnal tide observed by Thermosphere, Ionosphere, Mesosphere, Energetics and
Dynamics (TIMED). Journal of Geophysical Research, v.114, D13, 2009.
